THÈSE DOCTEUR DE L`UNIVERSITÉ JOSEPH FOURIER Blanca

UNIVERSITE JOSEPH FOURIER-GRENOBLE I
TERRE, UNIVERS & ENVIRONNEMENT
THÈSE
pour obtenir le grade de
DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ JOSEPH FOURIER
Discipline : Mécanique des Milieux Géophysiques et Environnement
présentée par
Blanca Lucia PRADO PANO
Etude du mouvement de l’eau et du transfert réactif du
nitrate dans les sols volcaniques du bassin versant
élémentaire de la Loma, Mexique
Thèse dirigée par : M. ESTEVES et C. DUWIG
Soutenue le 13 juillet 2006 devant le jury composé de :
M. Jean Paul GAUDET, Ingénieur de Recherche UJF, LTHE Grenoble Examinateur
M. Jérôme ROSE, Chargé de Recherche CEREGE, Aix-en Provence Rapporteur
M. Thierry BARIAC, Directeur de Recherche CNRS
Rapporteur
M. Jorge ETCHEVERS, Professeur (COLPOS, Mexique)
Examinateur
M. Michel ESTEVES, Directeur de Recherche IRD, LTHE Grenoble Examinateur
Mme. Céline DUWIG, Chargé de Recherche IRD, LTHE Grenoble
Co-Directeur
de Thèse
Thèse préparée au sein du
Laboratoire d’étude des Transfert en Hydrologie et Environnement
[LTHE, UMR 5564 (CNR, INPG, IRD, UJF)]
En collaboration avec le
Laboratorio de Fertilidad de Suelos
du Colegio de Postgraduados, Campus Montecillo, Mexique.
AVANT PROPOS
Ce travail ne pourrait être présenté sans remercier au préalable, ou simplement
saluer, les personnes qui m’ont aidées et soutenues, et celles qui m’ont permis d’arriver
jusqu’ici.
Je tiens tout d’abord à remercier les membres du jury d’avoir accepté de lire et
de juger cette thèse.
Je remercie M. Jean-Dominique Creutin, Directeur du Laboratoire d’étude des
Transfert en Hydrologie et Environnement (LTHE) ainsi que M. Jorge Etchevers,
Directeur du Laboratoire de Fertilidad de Suelos (Mexique), pour son accueil.
J’exprime ma gratitude à Michel Esteves et Céline Duwig, mes encadrants à
l’IRD qui n’ont pas hésité à faire confiance à une étudiante mexicaine, malgré toutes les
difficultés supplémentaires inhérentes. J’ai eu l’honneur d’avoir comme encadrant Jorge
Etchevers du Colegio de Postgraduados (Mexique). Je lui suis très reconnaissante
d’avoir partagé avec moi sa grande expérience. Je tiens à les remercier pour leur
patience à mon égard durant les étapes de cette thèse, pour leurs conseils et leur soutien
permanent.
J’adresse mes plus sincères remerciements à Céline Duwig, pour avoir dirigé ce
travail. Je lui adresse toute ma reconnaissance pour la confiance dont elle a fait preuve à
mon égard et l’intérêt qu’elle a toujours porté à ce travail, surtout pendant la correction
(pas toujours facile) de ce manuscrit.
Ce travail a fait l’objet de plusieurs collaborations, je voudrais remercier :
- Claudia Higalgo du Colegio de Postgraduados, de son aide extrêmement
précieuse dans la caractérisation du sol sans laquelle ce travail n’aurait pas pu
être aussi abouti et de son accueil chaleureux pendant mon séjour au Colegio de
Postgraduados. Merci beaucoup Claudia !
- Mauricio Escudey de l’Universidad de Santiago de Chile, de m’avoir accueilli
dans son laboratoire ainsi que pour toutes les discussions fructueuses et de
m’avoir transmis une petite partie de son grand savoir. Merci Mauricio, du
temps que vous m’avez accordé et par votre gentillesse.
- Patrice Delmas de l’Université d’Auckland, de m’avoir introduit dans le monde
de l’analyse d’images, merci pour sa patience, sa disponibilité et ses conseils.
- Dra. Carmen Gutiérrez et Patricio Sánchez du laboratoire de Genèse des sols
du Colegio de Postgraduados, de m’avoir appris la micromorphologie du sol,
pour sa disponibilité et ses conseils.
- David Gómez de l’Universidad Autónoma de Chapingo, de son aide dans la
description et classification des profils de sol, merci David pour les discussions
intéressantes sur les andosols.
iii
Ma reconnaissance va aussi à Christian Prat, chercheur pédologue de l’IRD,
pour son aide technique et ses conseils. Merci a Jean Paul Gaudet pour le temps qu’il
m’a accordé pour lire mes manuscrits et ses conseils.
Je remercie également le personnel technique et administratif des Laboratoires
LTHE et de Fertilidad de Suelos, qui ont tous contribué par leur gentillesse et leur
professionnalisme à la réalisation de ce travail. Je tiens particulièrement à remercier
Mesdames Juliana Padilla et Rosa Lopez responsables du Laboratoire de Fertilité des
sols, M. Pedro Torres du Laboratoire de génesis du Colegio de Postgraduados et JeanMarc Lapetite du LTHE. Je remercie Ivan Puente, responsable du microscope
électronique à transmission de l’Institut d’Ingénierie de l’UNAM (Mexico) ainsi je
remercie le Maestro Pedro Morales responsable du Laboratoire de Géochimie
Isotopique de l’UNAM (Mexico).
Je tiens à remercier tout spécialement Thibault Mathevet pour le temps qu’il m’a
accordé pour lire mon manuscrit, je reconnais ton effort pour comprendre mon français.
Je remercie également les étudiants qu’on participé au travail du terrain et laboratoire de
cette thèse : Anne, Manuel, Israel, Alexandre et Liliana.
Je profite pour remercier tous les amis avec lesquels j’ai partagé des merveilleux
moments tout au long de ces années : Noemi, Cuca, Véronique, Chloé, Alfonso y
Angélica, José, Magali, Claudio, Jacinta, Andrea, Mariela, Sara et Silvia. Et dehors du «
travail » : Flor et Anamena. Je leur dis un grand merci pour les moments passés
ensemble et aussi pour leur soutien durant tous les moments difficiles.
Je ne pourrais pas terminer ces remerciements sans une énorme pensée pour ma
famille : Blanca y Jorge, Mario et al., Gabriela et al., Gorda et al., Ame, Raul y Estela,
Irene et al. Je vous remercie énormément pour votre soutien et votre patience toute au
long de cette thèse. Un abrazo muy fuerte con todo mi amor.
J’exprime ma gratitude au CONACYT et à SFERE pour le soutien financier
dans la réalisation de cette thèse. Ainsi qu’à l’IRD qui a financé les recherches
développées dans cette thèse.
Finalement, je veux remercier mon cher mari Rodolfo, qui m’a beaucoup aidé et
soutenu pendant ces années de thèse et ma petite princesse Lucia qui me donne tous les
jours de la joie et du bonheur.
iv
Résumé
La compréhension des processus qui participent au devenir du nitrate dans les sols
volcaniques du bassin élémentaire de « la Loma », est essentielle afin de répondre aux
interrogations concernant l’impact des activités agricoles sur la qualité des eaux et
définir des stratégies de protection des ressources en eau du bassin de Valle de Bravo.
Ce dernier, à activités majoritairement agricoles, approvisionne pour 15% des besoins
en eau potable de la zone métropolitaine de la ville de Mexico.
Le sol de « la Loma » est un Andosol, avec une minéralogie caractérisée par des
composants amorphes comme l’allophane. Le sol présente une charge variable, dont
sont responsables les allophanes et la matière organique. L’adsorption du nitrate dans le
sol, étudiée de façon statique (en système batch) et dynamique (transfert en colonnes de
sol), est linéaire et instantanée, dans l’intervalle de concentrations étudiées (4 à 20 mM).
La structure du sol et la géométrie du réseau poral influent fortement le transport des
solutés : le transport de solutés à travers des colonnes de sol remanié et intact montre
deux comportements différents : équilibre et non-équilibre physique respectivement. Le
labour affecte la structure et le réseau poral des 30 premiers cm du profil de sol. Cela se
traduit par une augmentation de la porosité et par la destruction des chemins
préférentiels naturels trouvés dans les horizons non affectés par le labour. Les essais
d’infiltrométrie ont également mis en évidence deux comportements différents dans le
profil de sol : en surface aucune méthode d’analyse n’a marché du fait de la forte
variation spatiale des propriétés de sol suite aux activités agricoles ; en profondeur la
conductivité hydraulique varie de 0.006<K<0.02 mm s-1 à 30 cm à K<0.01 mm s-1 à
partir de 55 cm. De plus, les activités agricoles diminuent la capacité d’adsorption
anionique du sol. Dans les horizons profonds où la capacité naturelle de retenir le nitrate
n'est pas altérée, la présence de flux préférentiel accélère le transport du nitrate. Ce
dernier est un facteur important à considérer dans l’étude du risque de pollution des
aquifères par cet élément.
v
Summary
Understanding nitrate fate processes in the volcanic soils of an elementary catchment
“La Loma", is necessary to evaluate the impact of agricultural activities on the water
quality and to define strategies to protect the water resources of the Valle de Bravo
basin. This agricultural basin provides 15% of drinking water supplied to the
metropolitan zone of Mexico City.
The soil of “La Loma" is an Andosol, with a mineralogy characterized by amorphous
constituents like allophane. The soil presents variable charge; where allophane and
organic matter are the main contributors. Nitrate adsorption in the soil, studied in a
static way (in batch system) and dynamic way (miscible-displacement in soil columns),
is linear and instantaneous in the concentrations range studied (4 to 20 mM). Soil
structure and pore network geometry strongly influence the fate of dissolved nutrients.
Solute transport through packed and intact columns shows two different behaviors:
physical equilibrium and non-physical equilibrium respectively. Tillage practices affect
the structure and the pore network of the first 30 cm of the soil profile, by increasing the
porosity and destroying the natural preferential flow pathways found in the unaltered
horizons. Infiltrometry tests highlighted two different behaviors in the soil profile: at the
soil surface none of the analysis methods gave good results due to the high spatial
variability of the soil properties following the agricultural practices; in depth the
hydraulic conductivity varies from 0.006<K<0.02 mm s-1 at 30 cm depth to K<0.01
mm s-1 below 55 cm depth. Furthermore, the agricultural activities decrease the soil
anion exchange capacity. In the deeper horizons, where the natural capacity to retain
nitrate is not affected, the presence of preferential flow accelerates nitrate transport
which is an important issue to consider in the latent risk of pollution of the aquifers by
this element.
vi
SOMMAIRE
AVANT PROPOS……………………………………………………………………………………… III
RÉSUMÉ ………………………………………………………………………………………………. V
SUMMARY…………………………………………………………………………………………….. VI
SOMMAIRE ………………………………………………………………………………………….. VII
LISTE DE FIGURES…………………………………………………………………………………... XI
LISTE DE TABLEUX………………………………………………………………………………...XIII
LISTE DES SYMBOLES……………………………………………………………………………..XIV
INTRODUCTION………………………………………………………………………………………. 1
I. LES SOLS VOLCANIQUES ET LES TRANSFERTS D'EAU ET DE SOLUTES…….. 5
I.1. Le sol ……………………………………………………………………………………...5
I.1.1. Milieu Poreux………………………………………………………………………..6
I.1.2. Texture et structure du sol …………………………………………………………..6
I.1.3. Microporosité, mésoporosité et macroporosité……………………………...............6
I.1.4. Variables physiques descriptives du sol……………………………………………. 7
I.1.4.1 Masse volumique sèche ………………………………………………………. 7
I.1.4.2 Porosité ………………………………………………………………...............7
I.2. Les sols volcaniques ……………………………………………………………………. 8
I.2.1. Les propriétés physiques ………………………………………………………….…9
I.2.2. Les propriétés chimiques………………………………………………………….. 10
I.2.3. Minéralogie des sols volcaniques…………………………………………………..11
I.2.4. Les sols volcaniques et l'agriculture………………………………………………..12
I.3. Transferts en milieu poreux………………………………………………………….…12
I.3.1. Les échelles d’étude………………………………………………………...............12
I.3.2. La modélisation et les différents types de modèles…………………..…………….13
I.4. Les lois de transfert d’eau et de solutés ……………………………………………….15
I.4.1. Hypothèse de base………………………………………………………………….15
I.4.2. Transfert de l’eau…………………………………………………………...............16
I.4.3. Transfert des solutés………………………………………………………………..18
I.4.3.1. L’équation de convection-dispersion (CDE)…………………………………18
I.4.3.2. Modèle deux régions d’eau : mobile et immobile……………………………20
I.5. Des analyses à l’échelle du pore………………………………………………………...21
I.5.1. La porosité surfacique ……………………………………………………………..22
I.5.2. La taille de pore ……………………………………………………………………22
I.5.3. La forme de pore……………………………………………………………………22
I.6. Interactions physico-chimiques des solutés avec la matrice solide…………………...22
I.6.1. Charge variable du sol ……………………………………………………………..23
I.6.2. Capacité d’échange cationique et anionique du sol………………………...............23
I.6.3. Adsorption ………………………………………………………………………….23
I.6.3.1. Facteurs d’adsorption…………………………………………………………26
I.6.3.2. Mécanismes d’adsorption…………………………………………………….28
I.7. Transfert en colonnes de laboratoire…………………………………………………..28
I.7.1. Types des colonnes : colonnes de sol intact et colonnes de sol remanié…...............29
I.7.2. Les formes des courbes d’élution…………………………………………..............30
I.8. Les transformations et les transferts d’azote ………………………………………...32
I.8.1. Minéralisation et immobilisation de l’azote………………………………………..32
I.8.2. Nitrification et dénitrification……………………………………………………....33
I.8.3. Volatilisation……………………………………………………………………….33
I.8.4. Consommation par les plantes……………………………………………...............33
I.8.5. Lixiviation…………………………………………………………………………..33
I.8.6. Accumulation et stabilité d’azote organique dans les Andosols……………………34
vii
II. PRESENTATION DU SITE ET DES METHODES EXPERIMENTALES…………...35
II.1 Le bassin Valle de Bravo et le site expérimental……………………………...............35
II.1.1 Le Bassin Versant de Valle de Bravo ……………………………………………..35
II.1.1.1. Le Climat ……………………………………………………………………36
II.1.1.2. Usage du sol…………………………………………………………………36
II.1.2 Le bassin expérimental de la Loma………………………………………...............36
II.1.2.1. Eléments de climatologie et sur la végétation…………………………….....37
II.1.2.2. Les activités agricoles à la Loma……………………………………………38
II.1.2.3. Le risque de pollution de l’aquifère par les engrais ………………………...38
II.2. Démarche expérimentale ……………………………………………………………..41
II.2.1. Les profils du sol : caractérisation et description sur le terrain…………...............41
II.2.2. Caractérisation du sol : outils analytiques des paramètres physiques,
chimiques et minéralogiques……………………..………………....................................42
II.2.2.1. Les analyses chimiques………………………………………………….......42
II.2.2.2. Les analyses chimiques………………………………………………….…..43
II.2.2.3. Les analyses minéralogiques………………………………………...............44
• Diffraction de rayons X (XRD)………………………………………..............45
• Quantification des minéraux par dissolution sélective……………….….….....45
• Spectrométrie Infra Rouge (MIR)……………………………………..............46
• Microscopie électronique de transmission (TEM)…………………….............46
II.2.3 Mesures par infiltrométrie ……………………………………………………..…..47
II.2.3.1 Description de l’infiltromètre à disque…………………………………….…48
II.2.3.2 Méthodologie ………………………………………………………...............49
II.2.3.3 Analyse des données d’infiltrométrie………………………………...............50
II.2.4. Minéralisation, nitrification et dénitrification du sol …………………….……..51
II.2.5. Capacité d’adsorption des anions du sol volcanique de la Loma………………….51
II.2.5.1.Les expériences batch………………………………………………...............52
• Relation masse de sol:volume de solution……………………….……...52
• Le temps d’équilibre…………………………………………….............53
• Les isothermes d’adsorption…………………………………….............53
II.2.5.2 Charge superficielle du sol……………………………………………….….55
II.2.5.3 Transfert en colonnes de laboratoire………………………………………....55
• Prélèvement du sol pour les expériences en colonnes……………….….55
• Sélection du traceur inerte………………………………………………56
• Ajustement de la force ionique …………………………………………57
• Dispositif expérimental …………………………………………………57
• Outils analytiques……………………………………………….............58
• Analyses chimiques…………………………………………………..…58
• Dosage des anions et des cations dans la solution à la sortie
de la colonne…………………………………………………………….58
• Estimation des paramètres hydrodispersifs et de sorption……………....58
II.3 Conclusions……………………………………………………………………...............59
III. LE SOL DE LA LOMA…………………………………………………………………...61
III.1. Introduction………………………………………………………………...............….61
III.2. Résultats………………………………………………………………………………..62
III.2.1. Article : Characterization, classification and functioning of two profiles under
different land uses in a volcanic sequence in Central Mexico……………………………63
III.2.2 Comparaison des deux profils……………………………………………………..90
III.2.3. Caractéristiques du sol liées au mouvement des solutés …………………………91
III.3. Conclusion……………………………………………………………………………..92
viii
IV. TRANSFERT DU NITRATE EN COLONNE DE SOL: EXPERIENCES
PRELIMINAIRES POUR LA MISE EN PLACE DU PROTOCOLE…………………….95
IV.1. Introduction …………………………………………………………………………95
IV.2. Evaluation de la capacité de rétention anionique réelle ………..………………......95
IV.2.1. Outils analytiques …………………………………...……………………………96
IV.2.2. Variables expérimentales…………………………………………………… …...96
IV.2.3. Caractéristiques physiques moyennes des colonnes étudiées
………….....97
IV.3. Résultats…………………………………………………………………………….....98
IV.3.1. Article 2. Nitrate sorption in an allophanic andisol using intact and packed
columns …………………………………………………………………………………..99
IV.3.2. Effet de l'injection des créneaux successifs sur la structure du sol……...............112
IV.4. Conclusions…………………………………………………………………...............113
V. MOUVEMENT DE L’EAU EN COLONNES DE SOL AFFECTE PAR LES
CARACTERISTIQUES DU SOL…………………………………………………………...115
V.1. Mouvement de l’eau en colonnes de sol……………………………………………...115
V.1.1. Caractéristiques physiques des colonnes étudiées…………………………….116
V.1.1.1. Colonnes de sol intact ……………………………………………..............116
V.1.1.2. Colonnes de sol remanié…………………………………………………...116
V.1.2. Variables expérimentales………………………………………………...............116
V.1.3. Résultats des expériences en colonnes…………………………………...............118
V.1.3.1. La forme des courbes d’élution…………………………………………….118
V.1.3.2. Paramètres issus de la modélisation………………………………………..121
V.1.3.3.Dispersivité…………………………………………………………………122
V.1.3.4. Echanges de masse entre les fractions d’eau mobile et immobile…………123
V.2. Structure et porosité du sol…………………………………………………………...123
V.2.1. Analyse des lames minces du profil du sol………………………………………123
V.2.2. Analyse des lames minces lors des expériences de transfert en colonnes……….124
V.2.2.1. Le procédé expérimental pour obtenir des images…………………………124
V.2.2.2. Le traitement des images…………………………………………...............125
V.2.2.3. L’analyse des données du modèle …………………………………………129
V.2.2.4. Analyse des résultats……………………………………………………….129
V.3. Comparaison des paramètres des courbes d’élution et des lames minces………...134
V.4. Caractérisation hydrodynamique in situ …………………………………...............136
V.4.1. Les expériences d’infiltrométrie …………………………………………………136
V.4.2. L’analyse des donnés de l’infiltrométrie…………………………………………136
V.4.3. Synthèse des résultats obtenus à partir des différentes méthodes d’analyse…......137
V.4.3.1. Quelques ordres de grandeur……………………………………………….141
V.4.3.2. La conductivité hydraulique (K)…………………………………………...141
V.4.3.3. La sorptivité capillaire (S)………………………………………………….142
V.4.3.4. La taille des rayons de pores hydrauliquement fonctionnels ……………...142
V.4.4. Discussion ……………………………………………………………………….143
V.4.5. Relation des résultats trouvés avec les propriétés du sol………………...............144
V.4.6. Un intervalle des valeurs de K et S pour le sol de la Loma……………………...145
V.4.7. Suivi du flux par l'utilisation d'un colorant : pyranine…………………………...145
V.4.8. Conductivité hydraulique: l’infiltrométrie vs colonnes de sol…………………...147
V.4.9. Conclusions sur l’infiltrométrie………………………………………………….148
V.5 Conclusion……………………………………………………………………………...148
VI. LE DEVENIR DU NITRATE DANS LES ANDOSOLS DE LA LOMA …………...151
VI.1 Etudes préliminaires ……………………………………………………………….151
VI.1.1. Détermination des paramètres expérimentaux…………………………………..151
VI.1.2. Minéralisation et nitrification du sol…………………………………………….152
ix
VI.1.3. Dénitrification du sol……………………………………………………………155
VI.2 Adsorption du nitrate dans le sol ………………………………………..……… ….156
VI.2.1. Adsorption du nitrate en système batch (statique) ……………………...............156
VI.2.2. Charge superficielle du sol………………………………………………………158
VI.2.2.1. Résultats…………………………………………………………...............158
VI.2.2.2.Comparaison de résultats obtenus par migration électrophorétique
et batch………………………………………………………………………………163
VI.3. Mouvement du nitrate en colonnes de sol…………………………………………..164
VI.3.1. Caractéristiques physiques des colonnes étudiées et variables expérimentales…164
VI.3.2. Article 3 Comparative interpretation of batch and column nitrate adsorption
carried out on a Mexican andosol: influence of soil properties……................................165
VI.3.3 Conclusion……………………………………………………………………….188
VI.4 Conclusion du chapitre……………………………………………………………...188
CONSLUSIONS ET PERSPECTIVES……………………………………………………………….191
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES……………………………………………………………...195
ANNEXE I : INFILTROMETRIE…………………………………………………………………….215
ANNEXE II : L’ANALYSE DES DONNES DE L’INFILTROMETRIE : CHOIX DE LA
METHODE D’ANALYSE DES DONNEES………………………………………….219
ANNEXE III : SORTIE DU MODELE GEOCHEM 2.0 (Parker et al., 1995)………………………227
x
LISTE DE FIGURES
CHAPITRE I.
Figure I-1. Vitesse de Darcy et vitesse de ore…………………………………………….…...17
Figure I-2. Exemples des chemins microscopiques et de pores « sans issues »
(repris de Kutìlek et Nielsen, 1994)…………………………………………………………….20
Figure I-3.Formes des courbes des isothermes d’adsorption…………………………………..24
Figure I-4. Représentation des mécanismes de génération de la charge superficielle :
a) génération de la charge variable dans des oxydes amphotériques ; b) génération
b) de charge structurelle dans des aluminosilicates (repris de Escudey et al., 1985)……..27
Figure I-5. Représentation des mécanismes de génération de la charge variable dans
la matière organique (repris de Escudey et al., 1985)………………………………………….27
Figure I-6. Les trois mécanismes d'adsorption, (repris de Sposito, 1989)…………………......28
Figure I-7 Courbes de percée obtenues pour différents types d’écoulement avec
un traceur non interactif (BM= bilan de masse ; ts=temps de séjour du soluté)
(repris de Pallud, 2000)……….………………………………………………………………...31
Figure I-8 Courbes de percée obtenues dans le cas d’adsorption linéaire réversible
(BM= bilan de masse ; ts=temps de séjour du soluté ; R=facteur de retard)
(repris de Pallud, 2000)…………………………………………………………………………32
CHAPITRE II.
Figure II-1. Localisation du bassin expérimental la Loma…………………………………….37
Figure II-2. Distribution moyenne mensuelle de la précipitation et la température à la
station d’Amanalco……………………………………………………………………………..38
Figure II-3. Pertes par ruissellement d’azote total, N-NH4+ et N-NO3- en 2003
(d’après Duwig, communication personnelle)………………………………………………….40
Figure II-4. Concentration en nitrate dans les eaux de la source, les eaux souterraines,
les eaux des crues et les eaux du Rio Amanalco en 2003 (D’après Duwig,
communication personnelle)……………………………………………………………………40
Figure II-5. Carte topographique de la Loma et localisation des profils de sol……………......41
Figure II-6. Extraction de l’eau des échantillons de sol………………………………………..43
Figure II-7. Schéma de l’infiltromètre (repris de Vandervaere, 1995)………………………...48
Figure II-8. Dispositif expérimental…………………………………………………………....57
CHAPITRE IV.
Figure IV-1. Courbes d’élution des créneaux successifs injectés dans la colonne CR1,
a) courbe de conductivité électrique et b) courbe de concentration de nitrate………………...113
CHAPITRE V.
Figure V-1. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 en pour une colonne
de sol intact (cercles) et une colonne de sol remanié (ligne), qui correspondent aux
colonnes C9 et CR9 à 80 cm de profondeur. ………………………………………………….118
Figure V-2. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 pour deux colonnes
de sol remanié : (a) 5 cm et (b) 30 cm de profondeur. Données expérimentales et simulées…119
Figure V-3. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 pour trois colonnes
de sol intact : (a) 5 cm, (b) 30 cm et (c) 80 cm de profondeur. Données expérimentales
et simulées……………………………………………………………………………………..120
Figure V-4. Images de lames minces du profil du sol : a) en surface b) à 80 cm
de profondeur…………………………………………………………………………………..124
xi
Figure V-5. Le processus de traitement d’image des lames minces…………………………..126
Figure V-6. « 8-voisinage » pour estimer le périmètre des pores……………………………..126
Figure V-7. Mesure de la tortuosité d’un pore………………………………………...……...127
Figure V-8. Macroporosité et nombre moyen des pores dans les lames minces à chaque
profondeur étudiée……………………………………………………………………………..130
Figure V-9. Pourcentage des pores des quatre classes de taille considérées pour
chaque profondeur étudiée…………………………………………………………………….130
Figure V-10. Aire moyenne de pores dans les quatre classes de taille considérées pour
les trois profondeurs étudiées………………………………………………………………….131
Figure V-11. Distribution des formes des pores dans chacune des trois catégories
considérées pour les trois profondeurs étudiées……………………………………………….132
Figure V-12. Distribution des formes de pores dans chacune des quatre classes
de tailles considérées en surface (a) et à 80 cm de profondeur (b).……………………………133
Figure V-13. Distribution de la tortuosité dans chaque classe de taille considérée
pour les trois profondeurs étudiées…………………………………………………………….133
Figure V-14. Évolution de K en fonction de h à chaque profondeur étudiée, pour les
méthodes d'analyses appliquées ………………………………………………………………139
Figure V-15. Évolution de S en fonction de h à chaque profondeur étudiée, pour les
différentes méthodes d'analyses appliquées…………………………………………………...140
Figure V-16. Coupes transversales des monolithes à 55 cm de profondeur dans lesquels les
essais d'infiltrométrie ont été réalisés avec une solution de pyranine…………………………146
Figure V-17. Évolution de K en fonction de à chaque profondeur étudiée……………..…147
CHAPITRE VI.
Figure VI-1. Evolutions des concentrations en azote nitrique (N-NO3-), ammonium
(N-NH4+) et en azote minéral total (N- NO3- + N- NH4+). ……………………………………153
Figure VI-2. Evolutions des concentrations en azote nitrique (N-NO3-),
sous conditions d’humidité proche de la saturation (anaérobique)……………………...……155
Figure VI-3. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH dans KNO3 (a) et dans KCl
(b) à la profondeur de 30 cm………………………………………………………………….159
Figure VI-4. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH dans KNO3 (a) et dans KCl
(b) à la profondeur de 80 cm…………………………………………………………………..160
Figure VI-5. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH en KNO3 à la concentration
10-2 M pour les trois profondeurs étudiées • 5 cm ; + 30 cm ; 80cm………………………161
Figure VI-6. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH en KCl à la concentration 10-2 M
pour les trois profondeurs étudiées • 5 cm ; + 30 cm ; 80cm……………………………...162
ANNEXE II.
Figure AII-1. Exemple d’essai d’infiltration : flux d’infiltration (a) et Graphique de
∆I
∆ t
vs √t, profondeur 55 cm, pression 0 mm………………………………………………222
xii
LISTE DE TABLEUX
CHAPITRE II.
Tableau II.1 Usage des sols du bassin versant Valle de Bravo………………………………36
CHAPITRE IV.
Tableau IV.1 Caractéristiques physiques et paramètres expérimentaux des colonnes
de sol remanié……………………………………………………………………………….....97
Tableau IV.2 Caractéristiques physiques et paramètres expérimentaux des colonnes
de sol intact……………………………………………………………………………………..97
CHAPITRE V.
Tableau V.1 Caractéristiques physiques des colonnes de sol remanié……………………......117
Tableau V.2 Caractéristiques physiques des colonnes de sol intact………………………......117
Tableau V.3 Paramètres de modélisation des colonnes de sol remanié……………………....121
Tableau V.4 Paramètres de modélisation des colonnes de sol intact…………………………121
Tableau V.5 Récapitulatif des valeurs des colonnes étudiées………………………………...134
Tableau V.6 Taille et forme des pores à chaque profondeur étudiée…………………………134
Tableau V.7. Récapitulatif des valeurs de K et S estimées par différentes méthodes
d’analyse……………………………………………………………………………….............138
Tableau V.8. Valeurs de K et S pour des sols limon sableux et volcaniques…………………141
Tableau V.9. Récapitulatif des valeurs de A et λm pour toutes les méthodes d’analyse……...143
Tableau V.10. Valeurs de K, Ks et S proposées pour le sol de la Loma……………………...145
CHAPITRE VI.
Table VI.1. Résumé des variables expérimentales analysées par le modèle Geochem
version 2.0……………………………………………………………………………………..152
Table VI.2. Valeur des paramètres : Kd, pH et r2 des expériences batch…………………….157
ANNEXE II.
Tableau AII.1. Méthode proposée par Vandervaere et al., (2000b) pour choisir
la meilleure méthode de dépouillement à partir des valeurs de Sopt vs S obtenus……………220
Tableau AII.2 Valeurs de la conductivité hydraulique (K) et de la sorptivité
capillaire (S) obtenues par la méthode mono-test en régime transitoire, et de
la valeur de Sopt (Equation AI-15)……………………………………………………………221
Tableau AII.3 Conductivité hydraulique (K) en régime transitoire : Multi-sorptivité……….224
Tableau AII.4. Flux permanent pour chaque essai et ∆θ par pression………………………..224
Tableau AII.5 Paramètres hydrodynamiques obtenus en régime permanent par la
méthode multi-potentiels (Ankeny et al., 1991)……………………………………………….225
Tableau AII.6. Paramètres obtenus en régime permanent: méthode exponentielle……...…...226
xiii
LISTE DE SYMBOLES
Lettres romanes
a
constante
b
constante
c
constante
f
fraction des sites d’échanges dans la phase mobile
g
constante de gravité
N m-1
h
pression effective de l’eau
m
hn
condition initial imposée à la surface du sol
m
ho
condition final imposée à la surface du sol
m
m
masse du sol sec
kg
n
paramètre empirique reflétant l’intensité de l’adsorption
p
périmètre du pore
µm
q
densité volumique de flux d’eau
m s-1
qs
densité de flux massique de soluté
kg m-2s-1
rd
rayon de la source circulaire à la surface du sol
mm
s
surface
m2
t
temps
s
ts
temps de séjour
h
tα
temps caractéristique d’échange
h
v
vitesse de pore
m s-1
x
rapport des sections entre le réservoir et l’embase de l’infiltromètre
z
profondeur
m
A
B
Co
Cr
Crm
Crim
Ct
Cw
De
Do
Ds
F
H
I
Ia
Ic
K
Kd
Kf
KL
Ks
L
M
Ms
constante
constante
concentration initiale du soluté
concentration résidente dans la solution du sol
concentration résidente dans la phase mobile
concentrations résidente dans la phase immobile
concentration du soluté après chaque intervalle d’agitation
capacité capillaire
coefficient de diffusion effective
coefficient de diffusion moléculaire dans l’eau pure
coefficient de dispersion hydrodynamique
rapport teneur en aluminium/teneur en silice
charge hydraulique
quantité d'eau infiltrée
indice d’allongement du pore
connectivité bidimensionnelle des pores des pores
conductivité hydraulique
coefficient de distribution
paramètre empirique reflétant la capacité de l’adsorption
constante d’équilibre résultat de l’adsorption-désorption
conductivité hydraulique à saturation
longueur de la colonne
quantité totale de soluté dans un volume de sol unité
masse sèche de la phase solide
xiv
mM L-1
kg ou mol m-3
kg ou mol m-3
kg ou mol m-3
mM L-1
m-1
m2 s-1
m2 s-1
m2s-1
m
m
m s-1
cm3 g-1
m s-1
cm
kg ou mol m-3
g
Nc
Nu
P
Pe
Q
R
S
Ss
V
Vt
Vo
Xmax
nombre de particules connexes dans la porosité
nombre de parties convexes dans la porosité
profondeur de la colonne
nombre de Peclet
débit volumique d’eau
facteur de retard
sorptivité capillaire
quantité de soluté adsorbé
volume de la solution de soluté ajouté
volume total apparent du VER
volume de pore
capacité maximale d’adsorption
Lettres grecques
α
coefficient de transfert de masse
β
coefficient de partition adimensionnel
ε
porosité
φ
potentiel d'écoulement
γ
constante
ϕi
est un terme source ou puits dans le sol
λ
dispersivité
λc
longueur capillaire
λm
taille de pores hydrauliquement fonctionnels
θ
teneur volumique en eau
θm
teneur en eau dans la phase mobile
θim
teneur en eau dans la phase immobile
θo
teneur en eau finale
θn
teneur en eau initiale
θs
teneur en eau à saturation
ρ
masse volumique du sol sec
ρs
masse volumique des solides
masse volumique de l'eau
ρw
σ
tension superficielle de l'eau
Abréviations
Ald,
Alox
Alp
BM
C
C/N
CDE
CEA
CEC
CO
CR
Fed
cm
cm3
m s-1/2
kg ou mol kg-1
L
cm-3
cm-3
kg ou mol kg-1
s-1
mm2 s-1
mol m-3 s-1
m
m
m
m3 m-3
m3 m-3
m3 m-3
m3 m-3
m3 m-3
m3 m-3
g cm-3
g cm-3
g cm-3
mN m-1
aluminium extrait avec citrate-dithionite-bicarbonate de sodium
aluminium extrait avec oxalate acide d’ammonium
aluminium extrait avec pyrophosphate de sodium
bilan de masse
colonne de sol intacte
rapport des concentrations en carbone sur celles en azote
équation de convection – dispersion
capacité d’échange anionique
capacité d’échange cationique
carbone organique
colonne de sol remanié
fer extrait avec citrate-dithionite-bicarbonate de sodium
xv
Feox
Fep
KMS
MIR
Mnd
MO
MP
MR
MS
MT
NEQ
PIE
pa
pf
pr
RP
RT
SL
Siox
SV
TDR
TEM
TRIMS
VER
WS
XRD
fer extrait avec oxalate acide d’ammonium
fer extrait avec pyrophosphate de sodium
valeur de K obtenue avec la méthode MS
Mid Infrared Spectroscopy
manganèse extrait avec citrate-dithionite-bicarbonate de sodium
matière organique
méthode multi-potentiel
méthode multi-rayons
méthode multi-sorptivité
méthode « mono-test »
non équilibre physique
point Isoélectrique
pores d’assemblage
pores « fissures »
pores ronds
régime permanent
régime transitoire
sols de texture limon moyen sableux
silice extrait avec oxalate acide d’ammonium
sols volcaniques
Time Domain Reflectometry
Transmission Electron Microscopy
Triple Ring Infiltrometers
volume élémentaire représentatif
méthode White et Sully (1987)
X Ray Diffraction
xvi
INTRODUCTION
1.2% du territoire mexicain est couvert par des sols volcaniques (INEGI, 1999)
et ceux-ci sont le support d’activités agricoles importantes pour l’alimentation du pays.
Les sols volcaniques ont des propriétés favorables pour le développement des racines et
la croissance des plantes, par exemple : une densité apparente faible, un fort contenu de
matière organique, une porosité élevée, et une capacité de rétention des nutriments
importante. Ces propriétés font que les sols volcaniques sont considérés comme étant
parmi les plus productifs au monde (Dixon et Schulze, 2002). Des facteurs comme
l'âge, le degré d’altération, le matériau parental, le climat et la végétation, déterminent
les propriétés de ces sols. Ces propriétés sont également modifiées par les effets des
activités anthropiques, telle que l’agriculture. De plus, les activités agricoles sont
potentiellement génératrices de pollution des eaux de surface et des aquifères. En fait,
un des principaux défis qui se présente actuellement dans le domaine de la recherche sur
les sols est plus en rapport avec l'étude de l'impact environnemental des activités
agricoles qu'avec l'exploitation intensive et la productivité agricole, étant donné
l'utilisation non-discriminée des engrais, indépendamment de la nature et des propriétés
des sols.
L’intensification de la production agricole pour nourrir la population mondiale
croissante a constitué un important défi au cours des décennies passées. Le résultat de
cette intensification de la production agricole est une augmentation des rendements,
avec des labours mécanisés et des taux élevés de fertilisation (Sainju et al., 2003). Une
des conséquences est la pollution des eaux de surface et souterraines par le nitrate, qui
est devenu un problème au niveau mondial (Costa et al., 2002). L'étude du devenir dans
les sols des anions comme le nitrate qui est un nutriment pour les plantes, mais qui est
également un polluant potentiel, s’est intensifiée ces dernières années en raison de sa
mobilité dans le sol ainsi que des concentrations croissantes en nitrate dans les
ressources en eau potable partout dans le monde (Goodrich et al., 1991; Spalding et
Exner, 1993). De nombreuses recherches attribuent l'excès d’azote dans l'eau à
l'utilisation d’engrais et à l’irrigation mise en place par les pratiques agricoles actuelles,
tant au niveau mondial (Roth et Fox, 1990 ; Yadav et al., 1997) qu’au niveau national
au Mexique (Olvera-Viascán et al., 1998). Le transport d'engrais est effectué de
différentes manières : par lixiviation des engrais solubles vers les eaux subsuperficielles et les aquifères ; par l'écoulement des engrais solubles avec les eaux de
surface ; ou par l’érosion et le transport du sol vers les réseaux hydrographiques, étant
donné qu’une partie des engrais peut être fixée ou adsorbée sur les particules du sol
(Costa, 2002). La conséquence de l’augmentation de la concentration en azote dans les
eaux est le processus d'eutrophication, qui est défini comme un accroissement
indésirable des nutriments, spécialement le phosphore et l’azote. La présence de ceux-ci
a pour conséquence une prolifération intense d’algues et de plantes aquatiques, qui
induit une diminution de la qualité de l'eau néfaste aussi bien pour la vie aquatique que
pour l’utilisation de l'eau par l'homme (OECD, 1981). L'excès de nitrate dans l’eau
potable constitue un risque pour la santé humaine et des animaux. Le NO3- est réduit à
NO2- dans le tractus intestinal, qui oxyde le fer de la molécule d’hémoglobine du sang,
la transformant en méthémoglobine. Cette dernière est incapable de transporter
l'oxygène, ce qui provoque la maladie connue comme méthémoglobinémie ou "maladie
de l'enfant bleu" chez le nourrisson (Sasson, 1993). À partir des réactions du NO2- avec
certains amines ou amides du régime alimentaire, se forment les composés nitrosamines
et nitrosamides, qui peuvent causer une cancérogenèse. A ce propos, l’agence de
1
protection environnementale aux Etats Unis (USEPA, 1995) a établi une valeur critique
de 10 mg L-1 d’azote sous forme de nitrate dans l’eau potable, la norme mexicaine
correspondante établit la même valeur (NOM-127-SSA1-1994)
Pour les mésoaméricains, l'idée de vivre loin de l'eau était impensable. D’après
l’historien mexicain Miguel León-Portilla (Zárate et Pujol, 2006), le concept de peuple
ou ville en náhuatl fait référence expressément à l'eau, parce que le concept de peuple
ou ville s’exprime par le terme altéptl, dérivée de l'atl, « eau » et tépetl, "colline". Un
autre terme, Anáhuac, se référait à la région des lacs du bassin de Mexico et à ses
peuples riverains. C'est précisément l'eau et sa gestion intelligente qui a permis à
Tenochtitlan d’être un des centres politiques, religieux et économiques le plus important
de Mésoamérique. Les peuples de l'Anáhuac ont développé une culture d'irrigation par
des canaux et aqueducs, en faisant usage des ruisseaux, des rivières et des sources pour
assurer l’approvisionnement en eau pour leurs cultures. Peu à peu s’est formé à
Tenochtilan un système d'aqueducs complexe et magnifique qui fournissait de l'eau
potable à la population. A l’époque, Tenochtitlan était exposée à de grandes
inondations, ce qui explique la raison pour laquelle les habitants ont construits des
canaux pour se protéger des crues des lacs. Ils ont également dévié les rivières
développant ainsi un système de drainage qui a mis cinq siècles à être perfectionné.
Dans le passé la ville de Mexico été une région fertile avec des lacs, mais tout au
long des dernières 500 années ceux-ci ont été drainés et asséchés et les forêts ont été
détruites. Actuellement, la ville de Mexico est une des villes les plus peuplées du
monde. Cette ville concentre 19% de la population du pays, environ 20 millions
d'habitants, ainsi qu’une grande partie de l'activité industrielle, commerciale et politique
du pays. La ville de Mexico doit faire face à un accroissement continu de la demande en
eau. Elle est maintenant dépendante de ressources externes pour son approvisionnement
en eau. Deux des principaux problèmes que la ville de Mexico doit résoudre sont la
surexploitation de l'aquifère régional et la préservation de la qualité de l'eau.
Les ressources en eau de Mexico viennent de trois sources principales : 71%
proviennent des aquifères régionaux; 26.5% proviennent des bassins hydrographiques
de Lerma et Cutzamala, et le reste de sources superficielles qui sont localisées dans le
bassin de Mexico. La ville requiert quotidiennement une moyenne de 36 m3/s (soit 3.1
million de m3/jour). Le Système Cutzamala fournit un peu plus de 9 m3/s d'eau
superficielle; le système Lerma 4 m3/s d'eau souterraine ; le reste provient de sources et
de puits, dont les profondeurs oscillent entre 100 et 300 mètres. La croissance continue
de la population a provoqué une augmentation des prélèvements en eaux souterraines
dans la zone métropolitaine. A l’heure actuelle l’exploitation des eaux souterraine se fait
à une vitesse beaucoup trop rapide, par rapport à la réalimentation naturelle des
systèmes hydrogéologiques. Ainsi, la surexploitation de l'aquifère qui approvisionne
Mexico est estimée à 15 m3/s (Mazari, dans Zárate et Pujol, 2006). L'utilisation
intensive d'eau souterraine a pour conséquence immédiate un effondrement différentiel
du terrain qui provoque de nombreux problèmes pour les bâtiments historiques de la
ville et dans les réseaux d’eau potable et de drainage. A cause de la surexploitation des
aquifères, l'exploitation des eaux superficielles est devenue très importante.
Le système Cutzamala a été créé pour diminuer le problème
d'approvisionnement en eau potable de la ville de Mexico. Le bassin versant de Valle de
Bravo fait partie du système Cutzamala. Ce bassin versant est le plus important par sa
2
capacité et son extension. Avec une capacité de stockage total de 394.4 Mm3, le barrage
de Valle de Bravo apporte 6 m3/s au système. Il existe également un important potentiel
forestier et agricole, ainsi que touristique, qui donne au bassin de Valle de Bravo une
importante valeur économique. Cette importance hydrologique et économique, aussi
bien au niveau local que régional, fait que le bassin versant de Valle de Bravo
représente un emplacement stratégique et prioritaire dans les plans nationaux, tant
hydrologiques que forestiers (Viramontes et al., 2006).
Dans ce cadre, un programme de recherche a été développé par l’IRD, le
programme AMHEX (Amanalco Hydrological Experiment) en collaboration avec
l’IMTA (Instituto Mexicano de Tecnologia del Agua) et le Colegio de Postgraduados,
dont l’objectif est l’étude des conséquences des activités agro-forestières sur le régime
et la qualité des eaux dans le bassin de Valle de Bravo. Dans le cadre du programme
AMHEX on a observé que les transferts verticaux d’eau et de solutés sont prédominants
à l’échelle de la parcelle agricole et d’un bassin élémentaire (la Loma), représentatif des
conditions environnementales et agricoles du bassin de Valle de Bravo. Les processus
de transport superficiel et en profondeur d’eau, de sédiments et de nutriments ont été
étudiés plus en détail dans ce sous-bassin versant.
Le sol du bassin de Valle de Bravo est majoritairement dérivé de roches
volcaniques. L’agriculture est l’une des principales activités économiques, qui risque
d’avoir un impact sur la qualité des eaux. Pour cette raison, l'étude des processus
physico-chimiques impliqués dans le transfert d’engrais azotés dans le sol est
d'importance primordiale. Bien que les sols volcaniques présentent des propriétés
physico-chimiques particulières qui les rendent hautement productifs pour l'agriculture,
de telles propriétés constituent aussi un système complexe pour l'évaluation et la
prévision des conséquences des pratiques agricoles sur ce type de sols. L'analyse des
processus de transfert dans les sols volcaniques est donc une question complexe et les
moyens d’analyse existants sont parfois inadaptés. Pour cette raison, l'utilisation
simultanée de plusieurs techniques d'analyse s’est révélée nécessaire, afin d'obtenir une
meilleure compréhension des phénomènes associés au transfert.
Les travaux de cette thèse sont centrés sur le transfert d’eau et de nitrate à
l’échelle du profil dans les sols volcaniques du bassin versant élémentaire de la Loma.
Les objectifs de cette étude sont :
- de caractériser et classifier les sols volcaniques du bassin de la Loma ;
- d’étudier les caractéristiques structurelles du sol et son influence sur le mouvement de
l’eau dans le profil du sol ;
- de déterminer en détail les processus associés au transfert du nitrate à travers les sols
volcaniques dans le bassin de la Loma ;
Dans le premier chapitre, nous rappelons les processus intervenant dans le
transfert d’eau et de solutés à l’échelle de la colonne de sol. Le cycle de l’azote est aussi
abordé afin de rappeler les différents gains et pertes possibles en azote dans les sols.
Ensuite, on présente le site d’étude dans le chapitre II : une description du site
pour comprendre la nature et la genèse du sol, ainsi que l’analyse du devenir des engrais
azotés à l’échelle de la parcelle agricole. Nous avons cherché à bien caractériser le sol,
celui-ci étant le substrat de notre travail de recherche. Des méthodologies spéciales pour
les sols volcaniques sont présentées. Les protocoles pour étudier la capacité
3
d’adsorption anionique du sol à partir des expériences de transfert en colonnes de sol, en
systèmes batch et par migration électrophorétique, sont décrits.
Les descriptions de profils de sol et des analyses minéralogiques, physiques et
chimiques ont permis de classifier le sol des parcelles cultivées et celui sous forêt du
bassin élémentaire de la Loma. Cette partie est présentée dans le chapitre III.
Le chapitre IV porte sur les expériences préliminaires de transfert des solutés en
colonnes de sol. Les résultats de cette étape permettent d’établir les protocoles et les
paramètres considérés pour étudier le mouvement de l’eau et du nitrate dans le sol de la
Loma. Dans le chapitre V, l’étude de la structure et de la porosité du sol à partir de
l’analyse des lames minces du sol et les propriétés hydrodynamiques par infiltrométrie,
sont présentées. Les paramètres de transferts obtenus par modélisation inverse des
courbes d’élution d’un traceur de l’eau sont mis en relation avec les caractéristiques
structurelles du sol.
Enfin, le devenir du nitrate dans les Andosols de la Loma est analysé au chapitre
VI. Les caractéristiques physiques, chimiques, minéralogiques et microbiologiques du
sol qui interviennent dans le transfert du nitrate sont prises en compte pour analyser les
transferts des anions réactifs (nitrate et chlorure) dans des colonnes de sol. Des
expériences en colonnes de sol remaniées et intactes, en condition contrôlée de flux et
de concentration ont été réalisées. Les paramètres de transferts obtenus par modélisation
des courbes d’élution à la sortie des colonnes sont mis en relation avec les
caractéristiques du sol. Nous avons également tenté d’établir les processus d’interaction
entre les anions et les minéraux ainsi que la matière organique du sol à partir des
expériences d’adsorption du nitrate en système batch et par migration électrophorétique.
La thèse contient trois articles. J’ai rédigé et organisé les articles sous la
supervision de mes directeurs de thèse. Les articles sont basés sur des données
expérimentales que j’ai obtenues dans le cadre de ce travail de thèse. Il sera indiqué
dans la section correspondante de la thèse quand on utilisera des données provenant
d'autres sources.
4
Chapitre I
I. LES SOLS VOLCANIQUES ET LES TRANSFERTS D'EAU ET
DE SOLUTES
Le sol est un lieu d’échanges et de transfert. De tels processus dépendent des
conditions du milieu : propriétés du sol et des solutés par exemple. La compréhension
des processus qui surviennent dans le sol nécessite l’analyse des différentes
caractéristiques physiques, chimiques et minéralogiques du sol. Les sols volcaniques
présentent des propriétés physico-chimiques particulières, un rappel théorique des
propriétés de ce type de sol est donc nécessaire pour indiquer au lecteur le cadre de
l’étude ainsi que pour une bonne compréhension du reste de la thèse.
L'étude des transferts de solutés sur le terrain présente des problèmes
d'imprécision dû à l'hétérogénéité du système. L'utilisation de systèmes fermés comme
les colonnes de sol intact et les lysimètres, permet d'étudier le transport d’un soluté sous
des conditions contrôlées, en forçant le flux de manière unidirectionnelle.
Ce chapitre présente un rappel théorique et bibliographique des processus qui
régissent le transfert de solutés, inertes et réactifs, dans une colonne de sol. Il existe
dans la bibliographie de nombreux articles et thèses sur le sujet, ici je me permets de
suggérer certains : Selim et Ma (1998), Duwig (1998), Pallud (2000).
I.1.
Le sol
D’après Stengel et Gelin (1999), le géologue et l’hydrogéologue appliquent le
nom de sol aux couches meubles superficielles notamment à toute l’épaisseur
surmontant les nappes souterraines, non saturée d’eau en permanence. C’est dans cette
zone que les échanges d’eau et des solutés surviennent.
Dans ce paragraphe, les paramètres généraux qui affectent le transfert des solutés
inertes et réactifs dans tous les sols sont décrit, c'est-à-dire, essentiellement les
propriétés physiques. Les autres propriétés physiques, chimiques et minéralogiques ne
seront abordées que pour les sols volcaniques, étant donné que ce type de sol a des
propriétés particulières par rapport aux autres types des sols.
I.1.1. Milieu Poreux
Le sol est un milieu poreux. D’un point de vue hydrodynamique, le sol est
considéré comme un milieu composé de trois phases : solide, liquide et gazeuse. La
proportion de ces différentes phases varie selon les types de sol bien entendu, mais aussi
au cours du temps selon les épisodes climatiques (Chenu et Bruand, 1998).
La phase solide est constituée de particules minérales et organiques, et dont
l’arrangement comprend des pores. Ces pores sont remplis par une phase liquide et par
une phase gazeuse.
5
La phase liquide du sol contient des substances de différentes compositions
chimiques, qui sont partiellement ou complètement solubles. Il a été montré que toute
l’eau liquide (Coats et Smith, 1964) ne participait pas au transport des solutés. Ce
comportement affecte de façon significative la répartition des solutés dans le milieu.
La vitesse de l’eau dans le sol peut varier de 0 jusqu’à la vitesse de drainage
gravitaire, selon la taille et la connectivité des pores. Cependant, il est souvent plus
simple de séparer ce spectre de vitesse en deux : 1) l’eau mobile, dont le mouvement est
déterminé par la gravité et par les forces capillaires ; 2) l’eau immobile qui comprend
l’eau liée aux particules de la matrice solide par des forces de nature électrostatique, et
qui ne contribue pas à l’écoulement, car les molécules qui la composent sont fortement
adsorbées par les parois de la phase solide. De l’eau stagnante peut aussi se trouver dans
les agrégats, dans des pores « sans issues » ou non connectés avec ceux participant à
l’écoulement, ainsi que de l’eau de constitution.
La phase gazeuse est constituée généralement d’un mélange d’air sec et de
vapeur d’eau qui remplit l’espace de la matrice poreuse laissé libre par la phase liquide.
Il y a aussi des gaz issus des réactions chimiques entre les solutés et la phase solide, ou
bien des transformations de chacune des phases.
I.1.2. Texture et structure du sol
La texture du sol est caractérisée par la taille et la distribution des particules. La
composition granulométrique du sol permet de déterminer sa texture. La composition
s’exprime en pourcentage des trois principales fractions minérales inférieures à 2 mm de
diamètre : argile (<0.002mm), limon (de 0.002 à 0.05 mm), sable (de 0.05 à 2 mm)
(U.S.D.A., 1996). La texture du sol est une propriété constante dans le temps et peu
variable spatialement (Baize et Jabiol, 1995).
La structure du sol est déterminée par l’organisation des agrégats de ces
éléments minéraux et organiques, qui donnent lieu à la matrice poreuse du sol, au sein
de laquelle ont lieu les écoulements d’eau (Carrillo-Avila, 1995). La structure résulte de
processus biologiques, chimiques et physiques, est donc une propriété variable
temporellement et spatialement, et peut changer avec la teneur en eau ou d’autres
paramètres (Oades, 1993). Parmi les agrégats du sol, on peut distinguer les particules
primaires libres (sable, limon ou argile), les micro-agrégats (diamètre<250µm) et les
macro-agrégats (diamètre >250µm).
I.1.3. Microporosité, mésoporosité et macroporosité
On distingue trois classes de porosité : microporosité, mésoporosité et
macroporosité. Selon les auteurs les définitions sont variables, ainsi Luxmore (1981)
propose des diamètres équivalents de taille de pore inférieurs à 10 µm pour la
microporisité, diamètres compris entre 10 et 1000 µm pour la mésoporosité et diamètres
supérieurs à 1000 µm pour la macroporosité. D’autre, Gil (2002) propose des diamètres
équivalents de taille de pore inférieurs à 0.2 µm pour la microporisité, diamètres
compris entre 0.2 et 60 µm pour la mésoporosité et diamètres supérieurs à 60 µm pour
la macroporosité. Ces différentes classes de porosité sont également caractérisées par
une prépondérance variable des différents mécanismes de transfert. Ainsi, les
6
écoulements capillaires prédominent dans la microporosité tandis que les écoulements
gravitaires et les écoulements en chenaux sont dominants respectivement dans la
mésoporosité et dans la macroporosité.
I.1.4. Variables physiques descriptives du sol
Les variables physiques descriptives du sol les plus courantes sont la masse
volumique sèche et la porosité. On définit un volume minimum de sol nécessaire pour
obtenir une valeur stable des variables : le Volume Elémentaire Représentatif (VER) à
l’échelle macroscopique (du cm3 au m3).
Un VER doit toujours contenir à la fois une phase solide et des vides, quelque
soit l’endroit où il est placé (Bear, 1972). Le concept de VER est intuitif et dépend des
propriétés du sol. Il est conceptuellement lié à la notion d’échantillon que l’on prélève et
sur lequel on mesure les propriétés. D’après de Marsily (1994) la taille du VER est
définie en disant qu’il est :
-
-
suffisamment grand pour contenir un grand nombre de pores, de façon que l’on
puisse y définir une propriété moyenne globale, avec l’assurance que l’effet de
fluctuation d’un pore à l’autre sera négligeable. On peut fixer, par exemple, le
cm3 ou le dm3 ;
suffisamment petit pour que les variations de paramètres d’un domaine au
domaine voisin puissent être approchées par des fonctions continues pour
pouvoir utiliser l’analyse infinitésimale.
I.1.4.1. Masse volumique sèche (ρ)
Elle est appelée aussi densité apparente. Dans le texte on utilise indistinctement
les deux expressions. Elle est définie comme le rapport entre la masse sèche des solides
et le volume total de sol :
ρ=
Ms
Vt
(I.1)
oú Ms et Vt sont la masse sèche de la phase solide et le volume total apparent du VER
respectivement. Elle est en général de l’ordre de 1.4 à 1.7 g cm-3 pour les sols sableux et
de 1 à 1.5 g cm-3 pour les sols argileux. Un cas spécial sont les Andosols, dont la valeur
de la densité apparente est inférieure à 0.9 g cm-3.
I.1.4.2. Porosité (ε)
La porosité constitue un indice de volume relatif des vides dans le sol et est
définie comme le rapport du volume des vides au volume total de sol :
ε = 1−
ρ
ρs
(I.2)
7
avec ρs qui représente la masse volumique des solides, généralement prise égale à 2.65
g cm-3 (masse volumique du quartz).
I.2. Les sols volcaniques
Le terme "Kurobokudo" est utilisé au Japon pour nommer les sols dérivés de
matériaux volcaniques (The Third Division of Soils, 1973, 1982 dans Shoji et al.,
1993c). Thorp et Smith (1949) sont les premiers chercheurs à reconnaître les sols
volcaniques comme un Grand Groupe de sol et leur donnent le nom d’Ando sols. Ando
signifie des sols noirs en Japonais. Les noms Andosols et Andisols, sont utilisés dans les
systèmes de classification mondiale (FAO-ISRIC-ISSS, 1998) et dans la Taxonomie de
sols (Soil Survey Staff, 1999), respectivement. Dans ce travail, le terme Andosols sera
utilisé.
Bien qu'il soit difficile d'établir l’aire influencée par l'éruption d'un volcan, les
sols avec des propriétés andiques classés comme Andosols couvrent une surface de 110
à 124 millions d'hectares dans le monde, ce qui représente environ 0.84% de la surface
de la terre (Leamy, 1984; FAO-ISRIC-ISSS, 1998). Au Mexique ces sols représentent
1.2% du territoire (INEGI, 1999).
Les sols dérivés des cendres volcaniques ont des propriétés distinctives qui sont
rarement trouvées dans les sols dérivés d'autres matériaux parentaux, sous les mêmes
conditions de végétation et climat. Certaines de ces propriétés distinctives incluent la
charge variable, la forte capacité de rétention en eau, la faible densité apparente, la
capacité élevée de rétention du phosphore, et la stabilité importante des agrégats du sol
(Shoji et al., 1993c). Ces propriétés distinctives sont largement attribuées à la formation
de matériaux non cristallins (e.g. allophane, imogolite et ferrihydrite) et l'accumulation
de matière organique lors du processus d’Andosolisation.
La formation des matériaux non cristallins est directement en rapport avec les
propriétés du matériau parental, et se passe par altération rapide des particules vitreuses.
La formation de matériaux non cristallins (composés d’aluminium et de fer) et
l'accumulation de matière organique sont les processus pédologiques dominants qui
surviennent dans la majorité des sols formés de matériaux volcaniques (Shoji et al.,
1993a). Cette combinaison de processus est appelée "Andosolisation" (Duchaufour,
1977; Ugolini et al., 1988). L’Andosolisation est un processus biochimique secondaire
de la pédogenèse, qui est lié à l’humification. L’Andosolisation caractérise les
affleurements de roches volcaniques vitreuses qui libèrent par altération l’aluminium
actif (amorphe, par exemple allophanes) et des oxyhydroxydes de fer (par exemple
ferrihydrite). Ce processus insolubilise rapidement les précurseurs humiques et les
stabilise, formant ainsi des microagrégats très foncés, dont la matière organique subit
une transformation très lente (Duchaufour, 2001).
Pour classer les sols volcaniques, ceux-ci sont classiquement divisés en deux
grands groupes basés sur la composition colloïdale des horizons superficiels : sols
allophaniques dominés par allophane et imogolite, et sols non allophaniques dominés
par les complexes aluminium-humus et des alumino-silicates du type 2 :1.
.
8
I.2.1. Les propriétés physiques
Les sols volcaniques ont des propriétés physiques particulières, lesquelles sont
aussi la conséquence des propriétés du matériau parental, des matériaux non cristallins
formés par altération et de l'accumulation de la matière organique pendant la formation
du sol. Les principales caractéristiques physiques sont : la couleur noire du sol, la
difficulté de disperser les argiles allophaniques, la porosité du sol précurseur de la faible
densité apparente et la forte capacité de rétention en eau.
Certaines des propriétés physiques des Andosols sont directement visibles à l'œil
et sensibles au touché. La couleur noire du sol est la caractéristique la plus particulière
des Andosols, spécialement dans les horizons A. La couleur est déterminée par
l’abondance de matière organique. La texture des Andosols est une des caractéristiques
la plus difficile à déterminer de façon précise au laboratoire. Les matériaux non
cristallins jouent un rôle d'agents collants, outre le fait que chacun des colloïdes
inorganiques montrent un point de charge nul différent, il arrive donc que les particules
de la taille des argiles (<2 µm) du sol ne se dispersent pas facilement au pH du sol
(Nanzyo et al., 1993b). La densité apparente des Andosols est faible (<0.9 g cm-3), ce
qui est dû au développement d'une structure hautement poreuse. Cette propriété avec la
cohérence du sol, font que le labour des Andosols est facile à n’importe quelle teneur en
eau du sol. La forte capacité de rétention en eau est due à la forte porosité totale des
Andosols, composée principalement des mésopores et des micropores (Nanzyo et al.,
1993b). Les Andosols peuvent retenir plus de 30% de l'eau disponible pour les plantes,
définie comme la différence entre la teneur en eau à 33 kPa (capacité au champ) et la
teneur en eau à 1500 kPa (point de flétrissement).
Porosité du sol
La porosité et la distribution de la taille des pores des Andosols dépendent du
développement de la structure du sol. Les Andosols jeunes présentent une quantité plus
grande de macropores (diamètre 100 >µm) et une quantité plus petite de micropores
(diamètre<0.4 µm) et de mésopores (0.4µm>diamètre>0.6µm). Par contre, les Andosols
modérément altérés ont une grande quantité de micropores et mésopores, ce que
contribue à la forte capacité de rétention en eau. Le nombre important et inhabituel de
micropores dans les Andosols allophaniques est dû aux pores intra - et extraparticulaires de l’allophane. Ces minéraux ont une structure sphérique et poreuse, le
diamètre extérieur de la sphère étant de 3.5 à 5 nm.
La distribution des tailles de pores dans les Andosols varie fortement. Au fur et à
mesure que la formation de matériaux non cristallins se développe, le pourcentage de
macropores diminue et celui de micropores augmente. Toutefois, le pourcentage de
macropores dans un Andosol mûr est autour de 10% étant donnée sa structure agrégée.
Par conséquent, ces sols ont des macropores et des micropores qui contribuent à la
perméabilité de l'air et la rétention en eau respectivement. En plus la forte porosité
contribue au drainage gravitaire rapide de l’eau dans le sol.
La lecture des références bibliographiques suivantes, Maeda et al. (1977) et
Maeda et Soma (1986) permet d’obtenir des informations complètes sur les propriétés
physiques des sols volcaniques.
9
I.2.2. Les propriétés chimiques
Les sols volcaniques ont une vaste gamme de caractéristiques chimiques qui
reflètent de manière importante l'influence du matériau parental et le degré d’altération
des minéraux. Parmi les propriétés chimiques des Andosols, se trouvent le contenu de
matière organique, le taux d’aluminium et de fer actifs, et la charge variable comme
étant les plus importants car ils règlent les réactions chimiques dans les sols
volcaniques.
La matière organique influence de manière importante les propriétés physiques
et chimiques du sol, et améliore l'activité biologique et la productivité. La couleur noire
des horizons riches en humus est due à la prédominance d'acides humiques du type A
(Kumada, 1987 dans Nanzyo et al., 1993a). Durant les années 1960, on reconnaissait
que la formation de complexes humus-allophane était le principal processus responsable
de l'accumulation du carbone organique (CO) dans les Andosols. Toutefois, durant les
années 1980 on a découvert l’existence d’une relation inverse entre l'accumulation du
carbone organique et la formation d'argiles allophaniques dans les Andosols développés
sous des régimes d'humidité udiques1 (voir par exemple Shoji et Fujiwara, 1984). La
raison de cette relation inverse est que la matière organique joue un rôle antiallophanique, l’aluminium forme des complexes aluminium-humus donc il n'est plus
disponible pour se combiner avec la silice et former des composés allophaniques. De
grandes quantités d'humus sont stockées dans les horizons A des Andosols. Le contenu
de CO dans les Andosols varie entre 0 et 200g kg-1 (Nanzyo 2002). Dans la
bibliographie, on trouve plusieurs mécanismes qui expliquent l'accumulation du carbone
organique dans ces sols. Le plus important est la formation de complexes stables de
l’humus avec aluminium et fer, formant des composés non cristallins. Pour les sols
volcaniques chiliens par exemple, c’est la formation des complexes aluminium-matière
organique, plutôt que le contenu d’argiles allophaniques ou des facteurs climatiques,
qui contrôle l’accumulation de matière organique (Matus et al., 2006). De cette manière
la matière organique est protégée contre la dégradation microbienne (Nezeyimana, 1997
; Nanzyo, 1993a).
Une des propriétés particulières des sols dérivés de matériaux volcaniques est la
charge variable, conséquence du contenu de minéraux appelés amorphes (« short range
materials »). Les composants les plus importants qui sont responsables de la charge
variable des Andosols sont : les allophane, l’imogolite, les oxyhydroxides de fer non
cristallins comme la ferrihydrite, le verre volcanique et les minéraux silicatés (Parfitt et
et al., 1983 ; Parfitt et et al., 1988 ; Childs et al., 1991). La charge variable dépend du
pH et de la concentration de la solution de sol (Sumner, 1995) au contraire de la charge
permanente, qui n’est lié qu’aux composés minéralogiques du sol qui montrent une
substitution isomorphique dans les couches tétraédriques et octraédriques des feuilletes
d’argiles.
1
Régime d’humidité des sols dans lequel la répartition de l’eau dans le profil est telle qu’elle
empêche que l’horizon sub-superficiel sèche pendant une durée supérieure à 90 jours consécutifs
dans l’année et, dans cette période, qu’il ne demeure pas sec plus de 45 jours consécutifs durant
l’été
10
I.2.3. Minéralogie des sols volcaniques
L’altération des matériaux volcaniques produit régulièrement une fraction
colloïdale dominée par des matériaux non cristallins ou des matériaux faiblement
cristallisés. La formation préférentielle de matériaux non cristallins est le résultat de
deux facteurs : d’une part de l’altération rapide du verre volcanique, lequel ne montre
pas de résistance à l’altération chimique. L’altération rapide libère des éléments plus
rapidement que la formation de minéraux cristallins. D’autre part, le deuxième facteur
est le faible contenu dans la cendre volcanique de minéraux précurseurs (par exemple
chlorite, mica) qui peuvent être directement transformés en silicates cristallins 2:1 et
1:1. Par conséquent, la formation de matériaux non cristallins est directement en rapport
avec les propriétés uniques de la cendre volcanique.
La composition minéralogique de la fraction colloïdale des sols dérivés de
matériaux volcaniques varie largement d’après trois facteurs : les propriétés chimiques,
minéralogiques et physiques du matériau parental; les dépositions postérieures de
cendres volcaniques; et l'étape d‘altération du sol au moment de faire l’analyse. La
composition minéralogique, chimique et la texture du matériau parental déterminent le
taux d’altération chimique, la quantité et la distribution des matériaux produits. L'étape
d’altération du sol fait référence à l'âge de l’altération, c'est-à-dire, le temps qui est
passé depuis le dépôt des matériaux volcaniques. Le degré d’altération est déterminé par
les interactions entre la température du sol, la précipitation et la lixiviation, les effets de
drainage, l’accumulation de matière organique (MO) et le pH. Au fur et à mesure que
l’altération avance dans un profil bien drainé, le profil du sol s’appauvrit en silicium (les
réactions d’altération consomment les composés vitreux du matériau parental et le
silicium est lessivé du profil). Tous ces facteurs et conditions interagissent et contrôlent
la genèse du sol et la formation et la transformation des minéraux.
D’après Dahlgren et al. (2004), trois unions colloïdales tendent à prédominer: 1)
les complexes aluminium-humus; 2) allophane et imogolite, et 3) halloysite. La
ferrihydrite est l’(hydr)oxide du fer formé pendant la première étape de l’altération des
matériaux volcaniques (Childs et al., 1991). Les matériaux non cristallins sont à
l’origine des propriétés physiques et chimiques uniques des sols volcaniques étant
donné leur surface spécifique élevée, la charge superficielle variable, leur haute
solubilité, les cinétiques de réaction rapides.
Au fur et à mesure que l’altération se produit, les minéraux primaires facilement
« altérables » et le verre volcanique sont épuisés, et la minéralogie de la fraction
granulométrique argileuse change. Les matériaux stables qui dépendent des atmosphères
riches en silice se transforment en des phases minérales plus stables comme la kaolinite
ou la gibbsite. L'incorporation d’aluminium et de fer dans les complexes d'humus atteint
aussi un état stationnaire entre l'incorporation dans de nouveaux complexes et la
dégradation des vieux complexes métal-humus. La dégradation de l'humus promeut la
transformation de ferrihydrite en goethite étant donné la disparition de l'humus qui
inhibait la cristallisation. Ces processus sont dramatiquement affectés par des apports de
cendre volcanique ultérieure, leur altération, la profondeur du profil et la composition
du sol, la température et le régime d'humidité, ainsi que des facteurs biologiques. La
transformation des matériaux non cristallins qui contribuent aux concentrations élevées
d’aluminium et fer actifs, se produit éventuellement au moment où les sols volcaniques
11
passent d'Andisols à des sols comme des Inceptisols, Alfisols o Ultisols (Martíni, 1976;
Delvaux et et al., 1989; Chen et al., 2001).
Ce paragraphe est basé en partie sur la lecture des références suivantes : Wada et
Harward (1974), Wada (1980; 1985; 1986; 1989), Parfitt et Kimble (1989), Mizota et
van Reeuwijk (1989), Parfitt (1990) et Shoji et al. (1993c).
I.2.4. Les sols volcaniques et l'agriculture
Les sols volcaniques sont considérés parmi les sols les plus productifs du monde
pour l’agriculture. D’après Shoji et al. (1993b), les régions agricoles les plus
productives du monde sont localisées près d'un volcan, et supportent en général une
forte densité de population. Entre les principales limitations chimiques de la
productivité agricole des Andosols se trouve la forte capacité de fixation du phosphore,
une forte acidité et donc la possibilité de toxicité par l'aluminium. D'autre part, les sols
volcaniques sont généralement faciles à labourer et les sols bien développés sont
relativement résistants à l'érosion et au compactage (Dahlgren et al., 2004).
Les caractéristiques chimiques et physiques uniques des Andosols, notamment le
contenu de matière organique, la porosité, la densité apparente et la capacité de
rétention en eau, influent grandement la productivité du sol. En résumé, les nutriments
ainsi que l'eau disponible pour les plantes sont généralement présents en quantités
suffisantes (à part l’indisponibilité du phosphore), en plus des conditions pour un labour
facile et pour un bon développement des racines.
Dahlgren et al. (2004) donne un panorama complet et général sur les Andosols
et l’agriculture.
I.3.
Transferts en milieu poreux
L’information présentée dans ce paragraphe provient en partie de la thèse de
Duwig (1998), basée sur Vauclin (1994).
I.3.1. Les échelles d’étude
Lorsqu’on aborde l’étude expérimentale et la modélisation des transferts dans un
milieu polyphasique comme le sol, plusieurs échelles correspondant à des niveaux
d’analyse et de préoccupations différents doivent être considérées. Vauclin (1994)
définit trois échelles :
L’échelle microscopique : le pore. Supposée grande devant les dimensions
moléculaires. A cette échelle, les variables locales présentent de larges fluctuations.
Chaque phase peut être considérée comme un milieu continu et le milieu poreux comme
un ensemble de milieux continus plus ou moins imbriqués. C’est à cette échelle qu’il
convient de se placer pour la compréhension fine des mécanismes fondamentaux mis en
jeu.
12
L’échelle macroscopique : la colonne de laboratoire ou l’horizon pédologique.
La complexité géométrique de l’espace poral, associée aux difficultés que posent la
définition précise de la topologie des différentes phases et la métrologie des variables et
paramètres, font que la description microscopique ne peut être mise en pratique sans un
changement d’échelle, dont l’étape essentielle conduit à revenir au concept de Volume
Elémentaire Représentatif (VER).
A cette échelle macroscopique, les phénomènes sont décrits par des équations dont
les variables et les paramètres sont représentatifs des grandeurs moyennes au sein du
continuum du milieu poreux. Pourtant, l’étude des transferts de solutés à cette échelle
peut se heurter à la difficulté de prendre en compte l’organisation du sol, par exemple
pour des sols très structurés ou des sols argileux gonflants.
L’échelle mégascopique : le terrain. L’extension de l’approche précédente se heurte
à des sérieuses complexités :
- un sol n’est jamais uniforme et homogène. Ses propriétés physiques et
chimiques varient d’un « point macroscopique » à un autre ;
- les propriétés du sol ne sont pas nécessairement distribuées aléatoirement dans
l’espace, mais présentent bien souvent une structure horizontale et/ou verticale
qu’il convient d’identifier pour la description et la modélisation du milieu ;
- dans l’environnement naturel, les conditions aux limites peuvent être variables
dans le temps et l’espace, ce qui renforce encore l’aspect stochastique de la
démarche (Vauclin, 1994).
Dans cette thèse, seules les échelles micro et macroscopiques seront considérées.
Dans le chapitre V, une étude comparative des paramètres décrivant le transfert d’eau
obtenus aux deux échelles est effectuée.
I.3.2. La modélisation et les différents types de modèles
Un modèle est défini comme une image schématique d’une réalité physique
complexe. Il peut se mettre sous la forme générale suivante (Vauclin, 1994) :
Y=F(Xi,aj)+ε
où Xi et Y sont les variables d’entrée et de sortie respectivement, aj les paramètres et ε
l’erreur commise en assimilant l’objet d’étude à son image. Cette forme permet une
classification des modèles :
-
les modèles conceptuels (mécanistes ou fonctionnels) lorsque la relation F est
fondée sur une certaine connaissance et sur la description des processus
impliqués ;
lorsque F résulte d’expériences, le modèle est dit empirique ;
quelle que soit la nature de F, le modèle peut être soit stochastique ou
déterministe, selon que Xi et aj sont ou ne sont pas de fonctions aléatoires.
Les modèles de transport de solutés sont communément représentés soit par des
fonctions de transfert, soit par des équations aux dérivées partielles (Vogeler, 1997).
Alors que ces dernières peuvent être utilisées pour des conditions de flux transitoire, les
fonctions de transfert sont restreintes aux flux permanents, ou au moins à des conditions
13
où les trajectoires d’écoulement et la teneur en eau varient peu. Cette dernière approche
est utilisée dans certains modèles stochastiques (Jury, 1982).
Ces différents modèles peuvent toujours être résolus de façon numérique, et dans
quelques cas, généralement en condition de flux uniforme, de façon analytique. Les
solutions analytiques sont souvent utilisées pour des expériences contrôlées en
laboratoire, sur un sol homogène. Étant donné que les expériences de cette thèse sont
toutes effectuées sous conditions contrôlées et de flux uniforme, seules les solutions
analytiques d’un modèle mécaniste ont été utilisées.
Pour plus de précisions sur le domaine d’utilisation des différents types de
modèles, les équations utilisées ainsi que leurs avantages et inconvénients, on propose
les références bibliographiques suivantes : Addiscott et Wagenet (1985) ; Nielsen et al.
(1986) ; Vauclin (1994).
La plupart des modèles s’appliquent à l’échelle macroscopique, cependant,
l'écoulement de l'eau et le transport de solutés par le sol sont directement liés à la
géométrie du pore. La géométrie du pore dans le sol est considérée comme étant la clef
pour comprendre le transport de l'eau, du gaz et des solutés. Néanmoins, une
caractérisation quantitative et claire, pour arriver à une interprétation physique, est
difficile en raison de la complexité géométrique de la structure de sol. Il existe donc les
modèles qui utilisent les paramètres établis à l’échelle microscopique : le « network
model ». Dans les 2 dernières décennies, des « network models » modèles de réseau ont
été explorés dans le domaine de la physique de sol pour étudier des processus à l’échelle
de pore. Celia et al. (1995) ont fait une revue récente. Les modèles de réseau sont les
représentations idéalisées de la géométrie complexe de pore qui participe à l’écoulement
de l'eau. Ces modèles sont intéressants pour relier la géométrie de pore au processus de
transport d’eau et de solutés dans le sol. Ils prennent en compte les différents aspects
géométriques du réseau et en évaluent l'effet correspondant sur l'écoulement de l’eau et
le mouvement de solutés, de cette manière, la connaissance de la relation entre la
structure de pore et les propriétés de transport est grandement améliorée (Vogel et Roth,
2001).
Les modèles de réseau sont adaptés pour étudier l'effet de différentes propriétés
géométriques du pore, par exemple, Jerauld et Salter (1990) ont étudié l'effet de la
corrélation spatiale de la taille de pore sur la perméabilité aussi bien que sur le
phénomène de l'hystérésis de la relation capillaire de pression-saturation.
L'hétérogénéité spatiale de la distribution de pore-taille a été étudiée par Ferrand et
Celia (1992) et les effets d'anisotropie par Friedman et Seaton (1996) sur les propriétés
efficaces du milieu poreux. Dans certain cas l’application de ces modèles permet de
caractériser des propriétés qui sont difficile à mesurer expérimentalement, par exemple
la conductivité hydraulique insaturée (Wise, 1992 ; Rajaram et al., 1997) ou la
perméabilité à l'air (Fischer et Celia, 1999). Vogel (2000) a étudié la relation entre la
structure de pore et les propriétés efficaces en utilisant un modèle de réseau qui peut
être ajusté sur des distributions des tailles de pore et des formes et degré de connexion
de pore. Cependant, c'est toujours un défi pour employer des modèles de réseau poreux
comme outil prédictif pour le transport de l'eau et de solutés.
Si on considère qu'un modèle de réseau représente le milieu poreux réel, le point
critique est comment obtenir les paramètres géométriques pour construire le réseau
14
poreux. Pour réaliser une bonne approche, le modèle devrait être basé sur l'information
morphologique directe sur la distribution de tailles et la connectivité des pores. Les
paramètres peuvent être obtenus de différentes manières. Une approche est de mesurer
les caractéristiques géométriques de la morphologie de pore directement sur des
échantillons non remaniés, en effet, pour suivre le chemin morphologique la structure
intacte du matériel doit être obtenue. Ceci peut être fait en utilisant des sections minces
des échantillons imprégnés (Cousin et al., 1996) ou par des techniques non
envahissantes comme tomographie au rayon X (Rintoul et al., 1996). Ainsi, la géométrie
complexe du pore doit être mesurée en termes de paramètres appropriés, qui dans une
étape suivante peuvent être utilisés dans un modèle de réseau. Vogel et Roth (2001) ont
fait un modèle de réseau basé sur des recherches morphologiques quantitatives de la
géométrie de pore en 3D afin de prévoir les propriétés hydrauliques de sol. La
géométrie 3D des pores plus grand que 0.04 millimètre de diamètre est obtenue en
utilisant une série des lames minces. Concernant les paramètres des pores, Vogel et
Roth (2001) ont conclu qu'à l’échelle des pores, il y a principalement deux facteurs qui
contrôlent les propriétés hydrauliques et le transport de solutés : la distribution de la
taille de pores et la topologie du réseau de pores, c'est-à-dire la manière dont les pores
des différentes classes de taille sont interconnectés.
Même si on ne va pas les utiliser dans cette étude, l’objectif à long terme est de
comparer ces types de modèles basés sur des paramètres déterminés de façon directe et
indépendante des variables à modéliser, avec les modèles classiques à l’échelle
macroscopique dont les paramètres doivent généralement être évalués par modélisation
inverse.
I.4.
Les lois de transfert d’eau et de solutés
Dans ce paragraphe on aborde les lois de transfert d’eau et de solutés dans un sol
non saturé et structuré. Ces lois sont utilisées à l’échelle macroscopique pour la
modélisation des transferts d’eau et solutés.
I.4.1. Hypothèse de base
On donne ici les hypothèses sous-jacentes aux expériences et modélisation
effectuées dans cette thèse :
- le profil de sol est constitué de couches superposées, chacune étant supposée être un
milieu poreux homogène, incompressible et isotrope ;
- l’écoulement est unidirectionnel (vertical) et l’eau incompressible. L’axe des
profondeurs (z) sera orienté positivement vers le bas, l’origine étant fixée à la surface du
sol ;
- les mouvements sont supposés se passer en conditions isothermes ;
- l’eau dans le sol est toujours en phase liquide, les transferts en phase vapeur sont
négligés ;
- les phénomènes d’hystérésis sont négligeables devant la variabilité spatiale du milieu
(spécialement pour la relation pression-teneur en eau) ;
- l’existence admise d’un Volume Elémentaire Représentatif (VER) implique que les
grandeurs hydrodynamiques ont un caractère continu dans ce volume.
15
I.4.2. Transfert de l’eau
L’état hydrique d’un milieu poreux non saturé peut être défini par ses variables
d’état :
-
teneur volumique en eau, θ (m3 m-3), expression d’un volume d’eau contenu
dans un volume unitaire de sol ;
énergie ou pression, h (m), exprimant l’effet des phénomènes capillaires aux
interfaces eau-air et des forces de liaison entre l’eau et le milieu, et défini
comme étant la différence entre la pression de l’eau du sol et la pression
atmosphérique. Dans la zone non saturée, h est négatif.
Equation de Richards (1931)
L’équation de conservation de la masse s’écrit :
∂θ
∂q
=− ,
∂t
∂z
(I.3)
où q est la densité volumique de flux d’eau (m s-1), t est le temps (s) et z la profondeur
(m).
La Loi Darcy généralisée au milieu poreux non saturé définit la proportionnalité
entre le flux d’eau et le gradient de charge hydraulique :
∂H
q = −K (θ )
,
(I.4)
∂z
où K(θ) est la conductivité hydraulique (m s-1), qui est dépendante de la teneur
en eau et par la même de la pression. On peut donc de la même façon écrire une relation
K(h), en utilisant la relation h(θ). H est la charge hydraulique (m), et s’exprime en
fonction de la pression de l’eau dans le sol par : H=h-z. Toute différence de charge entre
deux points à des profondeurs différentes induira un écoulement dans le sens des
charges décroissantes.
L’équation (I.4) peut donc s’écrire :
∂h
q = − K (h )( − 1) ,
∂z
(I.5)
Richards (1931) a introduit le concept de capacité capillaire Cw (m-1) :
C w (h ) =
∂θ
,
∂h
(I.6)
qui exprime la facilité avec laquelle un sol libère ou emmagasine de l’eau quand il est
soumis á une variation de pression.
En introduisant l’équation (I.5) dans l’équation (I.3), et en utilisant (I.6), on
obtient l’équation du mouvement :
16
C w (h )
∂h ∂ ⎡
⎛ ∂h ⎞⎤
=
K (h )⎜ − 1⎟⎥ ,
⎢
∂t ∂z ⎣
⎝ ∂z ⎠⎦
(I.7)
cette équation est connue comme étant l’équation de Richards. La présence des
fonctionnelles K(h) et Cw(h) et leurs fortes variations avec la pression ou l’humidité,
confèrent à cette équation un caractère fortement non linéaire.
A l’échelle du VER schématisé sur la figure I-1a, on considère que l’eau passe
par toute la surface (s), y compris à travers les grains de sol, ainsi, on calcule la vitesse
Darcy comme le rapport entre le débit volumique d’eau Q et la surface totale de la
section de sol considérée s :
q=
Q
s
(I.8)
Figure I-1. Vitesse de Darcy et vitesse de pore.
Cependant, l’eau ne s’écoule en fait que dans le volume qu’elle occupe (Figure
I-1b), qui correspond à une fraction de l’espace poral, inférieur au volume total utilisé
pour le calcul de la vitesse de Darcy. C’est pourquoi la vitesse réelle est plus grande que
la vitesse de Darcy.
On définit donc la vitesse de pore v (m s-1) comme le rapport entre la vitesse de
Darcy q et la teneur volumique en eau θ, dans l’hypothèse où toute l’eau présente dans
les pores se déplace
v=
q
(I.9)
θ
On définit aussi un volume de pore Vo, comme le volume total d’eau contenu
dans un VER donné. Le volume de pore est estimé en multipliant le volume total du
VER par la teneur en eau.
17
I.4.3. Transfert des solutés
Le transfert des solutés dans les sols structurés est souvent caractérisé par des
phénomènes non linéaires. Ces phénomènes sont liés aux processus d’interaction entre
les trois phases présentes dans un sol. Les interfaces liquide-gaz et solide-gaz doivent
être prises en considération dans l’étude des substances volatiles, susceptibles de se
retrouver en concentration non négligeable dans l’atmosphère. Pour le cas des
molécules peu ou pas volatiles, qui nous intéressent particulièrement ici, la prise en
compte de l’interface solide-liquide est suffisante. Les interactions avec la phase solide
sont régies par trois phénomènes principaux :
-
l’écoulement de l’eau, qui véhicule la molécule, est dépendant des propriétés
physiques hétérogènes du sol comme par exemple, la conductivité hydraulique,
la teneur en eau, la densité apparente (Brusseau et Rao, 1990) ;
les lois d’équilibre entre le solide et le fluide, qui permettent d’avoir accès aux
quantités de soluté potentiellement adsorbables, liées cette fois essentiellement à
la nature des surfaces solides ;
les lois cinétiques de mise en équilibre du soluté, donnant accès aux quantités
réellement fixées, dépendantes des temps de séjour, et liées à la géométrie des
agrégats qui régit l’accessibilité des sites réactionnels (Normand, 1996).
I.4.3.1. L’équation de convection-dispersion (CDE)
Les solutés se déplacent à travers le sol essentiellement sous l’effet de la
convection et de la dispersion. A une échelle microscopique, le flux convectif à travers
les pores n’est pas uniforme, mais variable à la fois au sein des pores et entre les pores
de tailles différentes. Ces variations de vitesse et les chemins plus ou moins sinueux
empruntés par l’eau, entrainent une dispersion mécanique du soluté à l’intérieur du
milieu, s’ajoutant à la diffusion moléculaire (Beven et Germann, 1982). L’effet combiné
de la dispersion mécanique et de la diffusion moléculaire est décrit par le terme de la
dispersion hydrodynamique (Kutìlek et Nielsen, 1994).
Les modèles déterministes mécanistes de transport de solutés sont représentés
par des équations aux dérivées partielles. Ils sont fondés sur les lois de conservation et
de flux. La conservation de la mase est donnée par :
∂q
∂M
= − s + ∑ϕi ,
∂t
∂z
i
(I.10)
où M est la quantité totale de soluté dans un volume de sol unité (kg ou mol m-3) et ϕi
(mol m-3 s-1) est un terme source ou puits dans le sol, qui comprend les effets de la
précipitation et de la dissolution chimique, de l’absorption des solutés par les racines, et
de la transformation et l’utilisation des solutés par les micro-organismes du sol.
qs est la densité de flux massique de soluté (kg ou mol m-2s-1), donnée par :
q s = qC r − D sθ
∂C r
,
∂z
(I.11)
18
où q est la densité volumique de flux d’eau donnée par la loi de Darcy (m s-1), Ds le
coefficient de dispersion hydrodynamique (m2s-1) et Cr la concentration résidente de
soluté (kg ou mol m-3). Cette concentration est une concentration moyennée sur un
volume, et peut être mesurée directement par prélèvement de sol, ou par des mesures de
résistances électriques, comme la Réflectométrie dans le Domaine Temporel (TDR). La
concentration de flux est le rapport entre qs et q. C’est la concentration effective de
soluté dans l’eau en mouvement. Elle peut se mesurer dans les effluents à la sortie des
expériences sur colonnes de sol ou de lysimètres (Vogeler, 1997).
Pour des flux d’eau suffisamment rapides, la diffusion moléculaire est faible
devant la dispersion mécanique (Gardner, 1965). Le coefficient de dispersion est alors
approximativement proportionnel à la vitesse de l’eau dans les pores (Campbell, 1985).
Cette proportionnalité est souvent décrite comme suit (Brusseau, 1993) :
D s = λv c + D e ,
(I.12)
où λ est la dispersivité (m), v la vitesse de l’eau dans les pores (m s-1), c une constante
souvent fixée à 1 (Huston et Wagenet, 1995).
De est le coefficient de diffusion effective (m2 s-1), pouvant être estimé à l’aide de
l’équation de Kemper et Van Schaik (d’après Vanclooster et al., 1994) :
De =
D o ae bθ
θ
,
(I.13)
où Do le coefficient de diffusion moléculaire dans l’eau pure (environ égal à 1.5x10-9
m2s-1), et a et b sont des constantes empiriques, qui expriment la nature tortueuse des
pores dans le sol.
De nombreux composés chimiques sont susceptibles de s’adsorber sur les
minéraux du sol ou à la surface des composés organiques, par divers mécanismes
physico-chimiques (Stumm et Morgan, 1996). Ces échanges contrôlent étroitement le
mouvement des solutés dans le sol et peuvent induire un effet retard sur le transfert des
solutés par rapport à celui de l’eau. Pour un soluté réactif avec la matrice solide, la
quantité totale de soluté dans le sol M (mol m-3) est supposée être divisée en deux
phases, la concentration de la partie adsorbée Ss (mol kg-1) et la concentration de la
solution du sol Cr. On obtient donc :
M = ρSs + θC r ,
(I.14)
où ρ est la masse volumique du sol sec (kg m-3). La relation entre la concentration de la
phase adsorbée et celle de la solution du sol à l’équilibre est décrit par des isothermes
d’adsorption. Généralement, les réactions d’échanges sont supposées être très rapides
(hypothèse d’équilibre local).
En combinant les équations (I.6), (I.7) et (I.10), on obtient l’équation classique
de convection-dispersion :
19
∂S
∂ (θC r )
∂C r ⎤ ∂ (qC r )
∂ ⎡
D
+ρ s =
θ
−
+ ∑ϕi ,
s
∂t
∂t
∂z ⎢⎣
∂z ⎥⎦
∂z
i
(I.15)
I.4.3.2. Modèle deux régions d’eau : mobile et immobile
Ce modèle considère la vitesse de l’eau à une échelle microscopique. Coast et
Smith (1964), puis van Genuchten et Wierenga (1976), et Gaudet et al. (1977) ont
divisé simplement l’espace poral en deux domaines aux comportements différents. Le
premier est considéré comme une zone dynamique en termes de flux, qui contient la
teneur en eau mobile (θm) et le deuxième est supposé être une zone stagnante, qui
contient l’eau immobile (θim). Les zones d’eau stagnante peuvent être de minces
pellicules d’eau autour des particules de sol, ou des pores « sans issues », ou de l’eau
immobile dans les agrégats, ou encore des régions isolées du sol associées à des
conditions non saturées du sol Figure I-2 (Kutìlek et Nielsen, 1994). Le transport par
convection-dispersion n’est possible que dans la fraction mobile de l’eau.
Figure I-2. Exemples des chemins microscopiques et de pores « sans issues »
(repris de Kutìlek et Nielsen, 1994).
Pour l’application de l’équation de convection-dispersion, il faut alors rajouter
les phénomènes de diffusion entre les zones d’eau mobile et immobile, exprimés par :
-α(Cm-Cim), où α est un coefficient de transfert empirique (s-1), Cm et Cim sont
les concentrations en soluté, respectivement dans les phases mobile et immobile.
De plus, les sites d’adsorption des solutés peuvent être en contact avec soit des
zones mobiles, soit des zones immobiles. On utilise alors un paramètre f, multiplicateur
de la concentration de la solution adsorbée, qui est la fraction des sites d’adsorption
situés en contact avec la zone mobile.
L’équation (I.15) appliquée pour l’eau mobile devient alors :
20
∂S
∂C ⎤ ∂ (qC m )
∂ (θ m C m )
∂ ⎡
θ m Ds m ⎥ −
− α (C m − C im ) + ∑ ϕ i (I.16)
+ fρ sm =
⎢
∂z ⎣
∂z ⎦
∂z
∂t
∂t
i
Cette équation appliquée à l’eau immobile s’écrit :
∂S
∂ (θ im C im )
+ (1 − f )ρ sim = α (C m − C im ) + ∑ ϕ i
∂t
∂t
i
,
(I.17)
puisqu’il n’y a plus de mouvement dans cette zone et que les solutés rentrent et sortent
de cette phase uniquement par diffusion moléculaire. Les termes de sources ou de puits
ne sont pas déterminés dans chaque phase mobile/immobile, mais plutôt dans un
volume de sol, qui comprend les deux phases. C’est pourquoi ces termes apparaissent de
la même façon dans les deux dernières équations.
I.5.
Des analyses à l’échelle micro-morphologique
Comme il a été expliqué au paragraphe I.3, on considère ici l’estimation des
paramètres du sol à l’échelle du pore (échelle microscopique) pour expliquer ce qui se
passe au niveau macroscopique, c.à.d. à l’échelle des colonnes de sol. Dans ce
paragraphe on présente les paramètres décrivant la porosité du sol les plus courants de la
bibliographie et qui ont été estimés dans ce travail de thèse.
La micromorphologie est une branche de la science du sol qui inclut la
description, l’interprétation et l‘estimation des composants caractéristiques des sols au
niveau microscopique ; c'est-à-dire, au-delà de ce qui peut être observé à simple vue
(Bullock et al. 1985). Afin d’établir un système international de description de la
morphologie du sol à partir des lames minces, des micromorphologistes de plusieurs
pays ont publié le manuel « Handbook for Soil Thin Section Description » (Bullock et
al., 1985). Historiquement la micromorphologie est étroitement liée à la genèse du sol,
cependant, pendant les dernières années, son application s’est étendue aux différents
domaines de la science du sol et de l'hydrologie (Protz et al., 1987).
L'application de l'analyse d'image aux mesures des vides et de la structure des
lames minces devient rapidement une étape nécessaire dans la recherche en science du
sol liée aux systèmes de gestion des sols (Protz et al., 1987). L'analyse d'image a été
utilisée pour mesurer la distribution des formes des vides dans divers horizons de sol
(Ismail, 1975) et pour caractériser l'irrégularité, l'orientation, la forme et la taille des
vides (Murphy et al., 1977). Ainsi, l’analyse d’image de sols a été utilisée pour obtenir
les paramètres des modèles de transferts des solutés (Forrer et al., 2000), et pour
expliquer les formes des courbes d’élution obtenues dans des expériences de transfert
des solutés (Walker et Trudgill, 1983 ; Sugita et al., 1995).
Les transferts hydriques dans les sols naturels sont influencés par la structure de
ces sols (Walker et Trudgill, 1983 ; Hatano et Sakuma, 1991 ; Hatano et al., 1992). Une
définition de la macroporosité basée sur la taille de pores ne suffit généralement pas à
expliquer la perméabilité du sol : les chemins de circulations préférentielles
responsables des écoulements rapides correspondent à une faible fraction de la porosité
dont la morphologie doit être prise en compte (Hallaire et al., 1997).
21
L’estimation des paramètres des pores comme la porosité surfacique, la
connexion entre les pores, la taille et la forme de pores, à partir de l’analyse des images
des lames minces permet d’estimer la dynamique de l’eau dans un sol structuré
(Hallaire et al., 1997 ; Hallaire et al., 1998 ; Cervantes et al., 2000).
I.5.1. La porosité surfacique
La porosité surfacique correspond à l’aire totale occupée par les pores, rapportée
à la surface totale de l’image.
I.5.2. La taille de pore
La taille de chaque pore est estimée par l’aire de sa section sur l’image (en
pixels, ramenée en mm2). D’après la taille des pores trouvés dans les lames minces du
sol de la Loma, ainsi que d’après la résolution des images réalisées les pores sont
classés en différentes classes de taille.
I.5.3. La forme de pore
La forme de chaque pore est estimée par l’indice d’allongement Ia (Coster et
Chermant, 1985), estimé à partir de l’aire et du périmètre (p) de chaque pore sur
l’image avec l’équation : Ia=p2/4πaire.
Cet indice prend la valeur minimale 1 pour un pore parfaitement rond, il est
d’autant plus grand que le pore est allongé. Il est bien adapté à la distinction des
différentes catégories de pores (Hallaire et Cointepas, 1993). En considérant la
classification proposée par Ringrose-Voase (1996), trois catégories de forme des pores
sont définies :
Les pores tubulaires ou ronds : Ia<5
Les pores « fissures » : 5<Ia<10
Pores d’assemblage : Ia>10
La procédure du traitement des images est présentée dans le chapitre V. De la
même façon les paramètres des pores définis dans les paragraphes (I.5.1. au I.5.5.)
seront estimés sur des images des lames minces du sol dans ce même chapitre.
I.6. Interactions physico-chimiques des solutés avec la matrice solide
La description du transport de solutés implique la caractérisation
hydrodynamique du sol car l’eau est le vecteur principal de solutés, ainsi que les
interactions des molécules avec la matrice solide du sol.
De plus, une meilleure compréhension des processus d'adsorption qui se
produisent pendant le déplacement des ions contribue à une fertilisation plus efficace
avec les bénéfices économiques et sur l'environnement que cela implique (Kinjo et
Pratt, 1971, Delgado 2001).
22
I.6.1. Charge variable du sol
Contrairement à la majorité des sols, les sols volcaniques comportent des
charges variables (chapitre I.2) grâce auxquelles le sol a la capacité d'adsorber tant des
anions comme des cations à la surface de ses particules. Une des conséquences de cette
caractéristique, est la capacité du sol à retarder la migration des engrais anioniques
appliqués à la surface du sol comme le nitrate. Une telle situation est bénéfique dans les
horizons sub-superficiels où se trouvent les racines des plantes et où les nutriments
peuvent être utilisés, ce qui améliore l’utilisation des engrais par les plantes et réduit
ainsi les risques potentiels de pollution des aquifères sous-jacents.
Parmi les principaux composants responsables de la charge variable des
Andosols on trouve l’allophane, l’imogolite et les oxyhydroxydes de fer non cristallins
comme la ferrihydrite (Parfitt et al., 1983 ; Parfitt et al., 1988 ; Childs et al., 1991). Ces
composants ont un rôle considérable dans l’adsorption par leur propriété d’échange
ionique et leur grande surface spécifique.
I.6.2. Capacité d’échange cationique et anionique du sol
La charge superficielle est équilibrée par l’accumulation des ions de charge
opposée et un déficit des ions de charge similaire. L'excès des ions de charge opposée
sur les ions de charge similaire sont les ions échangeables, car n'importe quel ion peut
être remplacé par un ion avec la même charge en changeant la composition chimique de
la solution d'électrolyte à l'équilibre. Dans des systèmes argileux le signe de la charge
superficielle est presque toujours négatif, et les ions accumulés sont les cations
échangeables qui se trouvent dans les espacés inter feuillètes. Le nombre maximum des
cations échangeables dans la double couche électrique par poids de sol sous certaines
conditions fixées d’un électrolyte est la capacité d'échange cationique d’un système.
D’autre part, si la surface est chargée positivement, tous les anions en excès
fixés de façon électrostatique dans la double couche sont les anions échangeables, et
leur nombre maximum par poids du sol sous certaines conditions fixées d’un électrolyte
est la capacité d'échange anionique (Uehara et Gillman, 1981).
I.6.3. Adsorption
D’après Sposito (1989), le processus d’adsorption est l’accumulation de la
matière à l’interphase entre une phase solide et une phase aqueuse.
L’adsorption est un processus dynamique qui définit la fixation, réversible ou
non, d’un composant provenant de la phase liquide, sur la surface du solide. La sorption
sur la matrice solide du sol, est un des processus les plus importants pour déterminer le
destin des polluants à la sub-surface du sol. Le transport, la biodisponibilité et la
transformation d’un élément chimique peuvent être fortement affectés par des
interactions avec la surfaces des solides (Schweich et Sardin, 1981 ; Ogram et al.,
1985 ; Miller et Alexandre, 1991 ; Weber et al., 1991 ; McBride et al., 1992).
On appelle isotherme d’adsorption la courbe reliant la concentration en solution
(Cr) et la quantité fixée par gramme de sol sec (Ss), à l’équilibre et à une température et
23
une pression données. Barrow (1985) explique que le terme isotherme ne doit pas être
utilisé pour nommer ce type de graphiques, l’auteur considère que ces courbes doivent
être appelées « courbes de rétention », dû au fait que la température n'est pas la seule
variable qui affecte la courbe.
Les isothermes d’adsorption sont utilisées pour représenter l’effet de la
concentration de l’élément sorbé sur la surface du sol. La Figure I-3 montre les quatre
catégories d‘isothermes d’adsorption qui peuvent être observés dans les sols, avec Cr
(concentration du soluté en équilibre) en mg mL-1 de solution et Ss (concentration de
l’élément sorbé) en mg fixé g-1 sol sec.
Courbe S
Courbe L
Ss
Ss
Cr
Cr
Courbe C
Courbe H
Ss
Ss
Cr
Cr
Figure I-3. Formes des courbes des isothermes d’adsorption.
La courbe S est caractérisée par une faible pente initiale qui augmente avec la
concentration, c'est-à-dire, une affinité faible au début qui augmente au fur et à mesure
que le système se charge.
La courbe L est caractérisée pour une pente initiale qui n’augmente pas avec la
concentration du soluté. Ce comportement suggère une affinité importante des
particules de sol pour les ions, qui diminue au fur et à mesure que les surfaces
d’échange du sol deviennent saturées par ces ions. Ce type d’isotherme est le plus
courant en chimie des sols.
24
La courbe H est une version extrême de la courbe L. Ce type de courbes décrit
des très fortes interactions entre le sol et les ions.
La courbe C est caractérisée par une partition constante du soluté entre la surface
et la solution, ce qui se traduit par une courbe linéaire.
En chimie du sol, on ajuste les données expérimentales aux expressions
mathématiques qui décrivent la courbe d’adsorption, avec le but de résumer le
comportement en quelques variables qui sert à comparer le comportement de deux sols
(Barrow, 1987).
Les équations mathématiques les plus utilisées pour décrire les isothermes
d’adsorption dans les sols sont l’équation de Freundlich et l’équation de Langmuir.
L’équation de Langmuir a la forme suivante :
X K C
Ss = max L r
(1 + K L C r )
(I.18)
où Xmax est la capacité maximale d’adsorption et KL une constante d’équilibre résultat
de l’adsorption-désorption, reliée à l’énergie de liaison (Dubus, 1997).
L’équation de Freundlich s’écrit :
Ss = K f C nr ,
(I.19)
où Kf et n sont deux paramètres empiriques reflétant la capacité et l’intensité de
l’adsorption respectivement. La valeur de n est comprise entre 0 et 1. Le cas de n=1
correspond à un isotherme linéaire (courbe C), avec l’équation :
Ss = K d C r ,
où Kd est appelé coefficient de distribution.
(I.20)
La cinétique d’adsorption est aussi importante. L’adsorption peut être
instantanée ou se produire avec une cinétique. Les réactions d’adsorption du sol sont
typiquement rapides, à des échelles du temps de l’ordre de la minute ou de l’heure pour
les ions facilement échangeables ; mais elles peuvent montrer des traînées qui
s´étendent sur des jours ou même des semaines pour les ions fortement adsorbés
(Sposito, 1989).
Bien que la quantité d’un élément fixée peut etre exprimé par mass ou par
surface du material adsorbante, dans cetravail on considere seulement l’adsorption par
grame du sol.
25
I.6.3.1. Facteurs d’adsorption
L’adsorption est conditionnée par deux groupes de facteurs : les propriétés
moléculaires du soluté et les propriétés des constituants minéraux et organiques du sol.
Propriétés moléculaires du soluté.
Quatre propriétés moléculaires du soluté entrent en jeu dans les phénomènes
d’adsorption (Calvet et al., 1980). Elles interviennent en déterminant la nature des
liaisons qui s’établissent avec les surfaces. Ces propriétés sont les suivantes : la
structure électronique de la molécule, l’aptitude à être ionisée, le volume moléculaire et
la solvatation des molécules par l’eau et les solvants organiques.
Propriétés des constituants minéraux et organiques du sol
Comme cela a été déjà dit au chapitre I.2, les Andosols ont des constituants
minéraux qui leur confèrent une capacité de charge variable. La caractéristique de
charge variable est due principalement aux matériaux non cristallins et à la matière
organique. Ces colloïdes présentent des sites de charge négative : SiO- des argiles
allophaniques et des minéraux 2:1 chlorés ainsi que des groupes _COO- de l'humus. Les
charges positives en surface consistent des groupes =AlOH2+ des allophanes et des
polymères hydroxy-Al des minéraux 2:1 chlorés, ainsi que des groupes =FeOH2+ de la
ferrihydrite (Wada, 1985). La quantité de la charge variable dépend du pH et de la
concentration de la solution de sol.
Le nom d'allophane comprend un groupe de minéraux alumino-silicatés avec des
structures primaires de rang court (amorphes). Il s’agit de nanoparticules sphériques de
3.5-5 nm de diamètre extérieur, avec une composition chimique d'aluminium et de silice
(Qafoku et Amonette, 2003). Les allophanes ont une surface spécifique très importante
de l’ordre de 700 à 900 m2 g-1 (Egashira et Aomine, 1974). L’allophane est un minéral
de type : particule à double charge, laquelle développe une charge permanente
structurelle (négative) et une charge superficielle variable (Hars et al., 2002). La charge
variable résulte de la protonation et de la dissociation des groupes fonctionnels tel que
aluminol et silanol en surface, ayant une charge négative, neutre ou positive en fonction
du pH (Qafoku et al., 2004). Par exemple, les groupes plus acides silanol (Si-OH) ont
une charge neutre au pH 2-8 (Dixon et Schulze, 2002)
De façon générale, pour l’allophane, l’imogolite et les oxydes de fer, la charge
variable se produit à travers la dissociation des groupes inorganiques AlOH, FeOH et
SiOH à caractère amphotérique (SiO- des argiles allophaniques et minéraux 2 :1
chlorés ; =AlOH2+ des argiles allophaniques et hydroxydes d’aluminium des inter
couches du minéraux 2 :1 chlorés ; =FeOH2+ de la ferrihydrite) (Figure I-4a). Il existe
également une charge structurelle de peu d'importance (Figure I-4b).
26
(a)
(b)
Figure I-4. Représentation des mécanismes de génération de la charge superficielle
: a) génération de la charge variable dans des oxydes amphotériques ; b)
génération de charge structurelle dans des aluminosilicates (repris de Escudey et
al., 1985).
D'autre part, la matière organique est un composant important du matériau
colloïdal du sol. De façon similaire à l’allophane, c'est un système à charge variable.
Les groupes fonctionnels de la matière organique comme le groupe carboxyle et aminé
sont capables d'adsorber et de rejeter H+ et OH- de façon similaire aux oxydes minéraux
(Figure I-5) (Uehara et Gillman, 1981).
Figure I-5. Représentation des mécanismes de génération de la charge variable
dans la matière organique (repris de Escudey et al., 1985).
27
I.6.3.2. Mécanismes d’adsorption
Les mécanismes chimiques d’adsorption et la nature des surfaces adsorbantes ne
peuvent pas être déduits par l’analyse des isothermes (Sposito, 1989). Etant empiriques,
les équations des isothermes d’adsorption ne peuvent pas être interprétées pour indiquer
un mécanisme d’adsorption particulier.
D’après Sposito (1989), l’adsorption sur une particule de sol peut se produire
sous l’effet de trois mécanismes : sphère interne, sphère externe et de la difussion
ionique appelée en anglais « difuse-ion swarm ». La Figure I-6 illustre ces trois
mécanismes. Dans le cas de la sphère interne l’adsorption d’un cation monovalent a lieu
dans la cavité du siloxane (c’est le cas du K+). Par contre, le cas du mécanisme de
sphère externe considere la solvatation du cation. Dans le troisième cas il s’agit de la
neutralisation de la charge de surface. Ce dernier mécanisme d'adsorption implique que
les ions sont entièrement dissociés des groupes fonctionnels de surface, et par
conséquent, sont libres pour se déplacer autour de la solution de sol. Les mécanismes
d’adsorption de sphère externe concernent presque exclusivement des liaisons
électrostatiques, tandis que les mécanismes de complexation de sphère interne
correspondent à des liaisons ioniques ainsi que covalentes. Puisque la liaison covalente
dépend de façon significative des configurations électroniques particulières du groupe
superficiel ainsi que de l’ion complexé, il est nomé adsorption spécifique. Par contre, le
mécanisme d’adsorption de sphère externe est appelé adsorption non spécifique.
Figure I-6. Les trois mécanismes d'adsorption, (repris de Sposito, 1989)
I.7. Transfert en colonnes de laboratoire
L'étude des transferts de solutés sur le terrain présente des problèmes
d'imprécision dû à l'hétérogénéité du système. L'utilisation de systèmes fermés comme
les colonnes de sol intact et les lysimètres, permet d'étudier le transport d’un soluté sous
des conditions contrôlées, en rendant possible la prépondérance de flux unidirectionnel.
Les lysimètres sont largement utilisés car ils préservant la structure et l'hétérogénéité
naturelle du sol, à cette échelle les conditions aux limites peuvent être contrôlées. Les
colonnes de sol intact sont une version réduite des lysimètres, toutefois, la
28
représentativité du système réel peut être perdue par compression ou modification de la
structure du sol pendant l'extraction de la colonne. Les avantages des colonnes de sol
intact sur les lysimètres sont le maniement facile et les temps expérimentaux. White et
al. (1998) expliquent les avantages d'étudier le transport de solutés dans des colonnes de
laboratoire par rapport aux systèmes ouverts.
D'autre part, l'analyse de la capacité d'adsorption en utilisant des colonnes de sol
offre plusieurs avantages sur les études typiques en système batch (Jackson et al., 1984).
Dans l'analyse en colonnes, le sol est mis en contact avec le soluté d'une manière plus
proche de ce qui se produit dans la réalité, en rendant compte de l'effet que la structure
du sol a sur le mouvement des solutés.
La description des processus d'adsorption entre la phase liquide et la matrice de
sol est indispensable pour comprendre le mouvement des polluants. Les expériences en
colonnes de sol permettent l’étude du mouvement de l’eau et des solutés associés, ainsi
que les réactions entre la phase liquide et la matrice du sol pendant le transfert. Cette
technique reproduit les conditions de terrain en ce qui concerne la façon de mettre en
contact les deux phases, la relation sol : solution, l'immobilité de la phase solide et le
temps de contact entre le sol et la solution.
Le signal d'entrée correspond à l'injection du soluté étudié à une concentration
connue pendant un temps donné. La concentration du soluté est suivie à la sortie de la
colonne. Avec les données obtenues, on construit une courbe de concentration du soluté
étudié en fonction du temps, appelée courbe de sortie ou courbe d’élution. L'analyse de
telles courbes permet, d’une part, l’identification des processus impliqués dans le
transfert d’un soluté à travers la matrice du sol, et d’autre part l’estimation des
paramètres qui rendent compte de ces processus. L’injection d’un traceur de l'eau en
parallèle au soluté étudié permet d’identifier les processus hydro-dispersifs, afin de les
découpler des processus chimiques et biologiques.
I.7.1. Types des colonnes : colonnes de sol intact et colonnes de sol remanié
Il existe une controverse quant à la validité des résultats obtenus en utilisant
chacun des types de colonnes, et en ce qui concerne l'utilisation de ces valeurs dans
l'interprétation du comportement du sol naturel. Quelques auteurs considèrent que
l'utilisation des colonnes de sol remanié est inutile, et affirment que pour une meilleure
compréhension de ce qui arrive dans le sol naturel il est nécessaire d'utiliser des
colonnes de sol intact. D'autres auteurs considèrent qu'il est intéressant d'obtenir certains
paramètres du sol à partir de colonnes de sol remanié, afin d'avoir sous contrôle certains
paramètres hydrodynamiques du sol.
Concernant l'utilisation de colonnes de sol remanié, quelques auteurs indiquent
que le principal inconvénient d'utiliser ce type de colonnes est la modification des
propriétés du sol à cause du traitement qui doit être appliqué au sol préalablement au
remplissage des colonnes (Elrick et French, 1966 ; Ludwig et Kolbl, 2002). Le séchage
et l’homogénéisation du sol en sont des exemples. Ces processus modifient de manière
radicale le mouvement du flux dans la colonne, le mouvement devient uniforme en
diminuant la valeur de la dispersion du sol. D'autre part, la possibilité de donner au sol
différents traitements préalablement au remplissage, permet de modifier les propriétés
29
du sol pour étudier un processus donné ou la lixiviation d'un soluté sous différents
scénarios (par exemple l’effet de la concentration et du pH de la solution sur la capacité
d’adsorption d’un sol à charge variable) (Starr et al., 1974; Cassel et al., 1975; Ishiguro
et al., 1992; Bellini et al., 1996; Qafoku et Summer, 2001). Le choix d’utiliser des
colonnes de sol remanié plutôt que des colonnes de sol intact, obéit généralement à des
questions seulement pratiques comme la difficulté pour transporter les colonnes de sol
intact du terrain au laboratoire (Qafoku et al., 2000), mais aussi pour pouvoir comparer
l'adsorption d'un soluté en condition dynamique (en colonne remaniée) et en condition
statique (en système batch) et avoir des conditions similaires d’homogénéité du sol
(Maraqa et al., 1998).
Concernant l'utilisation des colonnes de sol intact, elles peuvent être
caractérisées par la présence de flux préférentiels (Steenhuis et al., 1995; Camobreco et
al., 1996), processus qui accélère le passage du soluté dans la matrice de sol. L'analyse
des processus d'interaction sol-soluté (i.e. capacité d'adsorption, exclusion anionique,
cinétique d'adsorption, nitrification, etc.) devient donc plus complexe et imprécise,
selon certains auteurs (McMahon et Thomas, 1974 ; Cassel et al., 1975; Armstrong et
al., 1999; Simard et al., 2000; Akhtar et al., 2003). D'autre part, il existe des travaux
dans lesquels il est conclu que les colonnes de sol intact décrivent d'une manière plus
proche de la réalité le transport de solutés dans le sol, et donc que les colonnes de sol
remanié peuvent sous-estimer la mobilité des polluants dans le sol (Wild, 1972;
Camobreco et al., 1996).
Il est certain que les colonnes de sol remanié ne représentent pas correctement le
mouvement de l’eau in situ car le sol n'est jamais homogène, toutefois, les colonnes de
sol intact ne sont pas adéquates pour estimer les paramètres de sorption du sol à cause
des chemins du flux préférentiel. Dans cette perspective, il existe des études dans
lesquelles les paramètres d’adsorption du soluté dans le sol obtenus avec des colonnes
de sol remanié ont été utilisés pour la modélisation des résultats de transfert obtenus à
partir de colonnes de sol intact. Pour certaines de ces études, l'application de tels
paramètres a été satisfaisante (Jardine et al., 1998 ; Hartmann et al., 1998 ;). Il existe
aussi le cas contraire : Ludwig et Kolbl (2002). Dans la bibliographie, on trouve aussi le
cas où l'application des deux types de colonnes a été nécessaire pour l'analyse adéquate
des processus (McMahon et Thomas 1974). D’une façon générale, ces auteurs ont
utilisé les colonnes de sol remanié pour étudier l’adsorption et les colonnes de sol intact
pour déterminer les paramètres hydrodispersifs.
I.7.2. Les formes des courbes d’élution
La forme de la courbe de sortie découle de tous les processus qui surviennent
pendant le transfert du soluté à travers la matrice de sol. Les Figures I-7 et I-8 résument
les situations où le soluté s’adsorbe de façon réversible sur la matrice solide.
Dans le cas du transfert d'un soluté inerte ou un traceur de l’eau, la forme de la
courbe résulte uniquement des processus hydro-dispersifs, le bilan de masse (BM) étant
égal à 1. En considérant seulement la convection pour un soluté inerte ou un traceur, on
observe un effet piston, c’est-à-dire que le créneau appliqué à l’entrée de la colonne se
retrouve de forme égale à la sortie, mais décalé dans le temps d’un temps ts (temps de
séjour). En ajoutant le processus de dispersion, on observe un étalement de la courbe de
30
façon symétrique autour de ts. Si dans la colonne de sol il existe des zones d’eau
immobile, la courbe s’aplatit et est dissymétrique autour de ts. Le coefficient de
diffusion-dispersion de la phase mobile joue sur la pente du front d'adsorption, le
contenu de teneur en eau dans la phase mobile joue sur le temps de sortie de la courbe,
tandis que le coefficient d'échange entre les fractions d’eau mobile et immobile joue sur
la traînée de la courbe (Pallud, 2000).
Figure I-7 Courbes de percée obtenues pour différents types d’écoulement avec un
traceur non interactif (BM= bilan de masse ; ts=temps de séjour du soluté) (repris
de Pallud, 2000).
Figure I-8 Courbes de percée obtenues dans le cas d’adsorption linéaire réversible
(BM= bilan de masse ; ts=temps de séjour du soluté ; R=facteur de retard) (repris
de Pallud, 2000).
31
I.8. Les transformations et les transferts d’azote
Les besoins d’azote des plantes sont importants tout au long de leur période de
croissance. Ce nutriment est souvent le nutriment limitant pour les plantes cultivées sur
la plupart des sols, y compris les sols volcaniques. Bien que l'application des engrais
azotés augmente les rendements des plantes, il faut noter que l’application d’azote se
fait en général de manière excessive par rapport à la consommation de la plante. En
conséquence, les pertes de N du sol peuvent être excessivement élevées,
particulièrement dans des secteurs intensivement cultivés. Dans de telles situations,
l'application d'engrais azoté est considérée comme une source importante de pollution
environnementale. L’analyse des processus de transformation et de transfert d’azote
dans le sol, est donc nécessaire pour améliorer l’utilisation efficace des engrais azotés
dans le sol.
Les principaux processus de cycle l'azote dans la biosphère, l'atmosphère, et le
géosphère sont : la fixation de l'azote, la consommation de l'azote (consommation par
les plantes), la minéralisation, la nitrification et la dénitrification. Les micro-organismes,
en particulier les bactéries, sont les principaux responsables des transformations d'azote.
En tant que processus microbiens, ces transformations de l'azote tendent à se produire
rapidement et les taux de transformation sont affectés par les facteurs
environnementaux, tels que la température, l’humidité et la disponibilité du nutriment.
I.8.1. Minéralisation et immobilisation de l’azote
La majeure partie de l’azote dans le sol est présente sous forme organique et
cette forme est peu soluble en comparaison avec le nitrate qui est très soluble et mobile
dans la plupart des sols. Aussi, l’équilibre entre les formes organiques et minérales de
l’azote est d’une importance cruciale pour la protection des nappes d’eau souterraine
(Power et Broadbent, 1989).
Le processus de minéralisation est la transformation de l’azote organique du sol
en ammonium, effectué par des organismes microbiens. L’immobilisation est
essentiellement le processus inverse de la minéralisation. Pendant l’immobilisation,
l’azote minéral du sol est incorporé dans des molécules organiques (composées
d’azote). Le nitrate (NO3-) et l’ammonium (NH4+) peuvent donc s’accumuler dans le sol
si le taux de minéralisation brute est plus élevé que le taux d’immobilisation.
L’équilibre entre la minéralisation et l’immobilisation est largement dépendent
des processus de décomposition des matériaux organiques. La décomposition de débris
végétaux et d’animaux a toujours pour conséquence la minéralisation d’une quantité de
carbone et d’azote. Pendant la décomposition, une partie du carbone est assimilée dans
la formation de molécules et immobilisée dans la biomasse microbienne, et une autre
partie est perdue en CO2 par la respiration microbienne (Whitehead, 1995).
Les quantités d’azote et de carbone dans la matière organique du sol sont
étroitement liées puisqu’elles sont utilisées par la population microbienne. Pendant la
phase initiale de la décomposition, il y a une augmentation de la biomasse microbienne,
et le carbone, aussi bien que l’azote sont nécessaires dans la synthèse des constituants
des cellules microbiennes. Seul l’azote qui est en surplus est libéré sous forme
minéralisée, mais si la concentration dans les matériaux organiques qui se décomposent
32
est faible, il n’y aura pas de surplus. Ainsi, l’équilibre entre la minéralisation et
l’immobilisation est largement influencé par le rapport C/N (concentration en carbone
sur concentration en azote) du matériau organique en décomposition. Pour un rapport
C/N inférieur à 20, la minéralisation nette l’emporte alors que pour un rapport C/N
supérieur à 25, l’immobilisation est prépondérante (Whitehead, 1995).
I.8.2. Nitrification et dénitrification
L’ammonium du sol peut être transformé en nitrate par un groupe de bactéries
dites bactéries nitreuses et nitriques. Cette transformation, appelée nitrification, est
contrôlée par la pression partielle de l’oxygène dans la zone racinaire, le pH, la
température et la concentration en carbone organique (Vanclooster et al., 1994).
La dénitrification est la réduction du nitrate en ion nitrite (NO2-), puis en oxydes
nitreux (N2O), et finalement en azote gazeux (N2) par des processus biologiques. In situ,
la dénitrification a lieu quand l’humidité du sol est élevée, l’aération mauvaise, et est
fortement corrélée à la présence de matière organique facilement décomposable, qui en
se transformant, réduit le taux d’oxygène. Ce processus limite la quantité d’azote
potentiellement lixiviable vers les eaux souterraines, mais augmente le risque d’effet de
serre par l’émission de N2O vers l’atmosphère.
I.8.3. Volatilisation
Outre le départ de gaz issus de la dénitrification, les sols cultivés peuvent perdre
de l’azote par volatilisation d’ammoniac (NH3) dans l’atmosphère. Ce processus est
négligeable quand l’azote ammoniacal est apporté sous forme solide. Il a lieu
essentiellement après l’apport d’urée, de fumiers ou de boues d’épuration. Il est
essentiellement lié au pH du milieu qui contrôle la transformation d’ammonium en
ammoniac : une augmentation du pH favorise la volatilisation de NH3.
I.8.4. Consommation par les plantes
Les plantes assimilent l’azote sous forme minérale, soit nitrate soit ammonium.
C’est un élément essentiel pour leur croissance et aussi pour de nombreuses fonctions :
il est un constituant de la chlorophylle, de nombreux enzymes ainsi que d’autres
protéines. L’azote est l’élément minéral le plus demandé par les plantes et constitue
environ 6% de leur matière sèche.
I.8.5. Lixiviation
L’évaluation des quantités de soluté participant à l’écoulement est souvent
difficile en raison de la complexité des cycles biogéochimiques des éléments minéraux.
Divers processus agissent au sein du sol et conduisent soit à la production (notamment à
la suite de la dégradation et de la minéralisation de la matière organique), soit à la perte
des éléments minéraux (par adsorption, précipitation, consommation par la plante).
Le processus de lixiviation a déjà été étudié dans le paragraphe I.4 : nous avons
vu que l’écoulement de l’eau à travers le sol joue le rôle essentiel de « vecteur ».
Généralement, le nitrate est la forme dominante de l’azote dans la solution de sol. Cette
forme très mobile est donc susceptible d’être lixiviée en grande quantité dans la plupart
33
des sols. Néanmoins, dans le cas des sols volcaniques, le nitrate est adsorbé par la
matrice solide grâce à la capacité de charge variable expliqué dans le paragraphe I.2, ce
qui peut induire un effet de retard sur son transfert.
I.8.6. Accumulation et stabilité d’azote organique dans les Andosols.
Les Andosols accumulent des quantités élevées de matière organique (voir
chapitre I.2) qui contient des quantités importantes d'azote organique : par exemple, le
taux d’azote organique est supérieur à 0.6% dans les Andosols du Japon (Oda et al.,
1987 dans Shoji et al., 1993b). Les taux de minéralisation associés aux accumulations
importantes d’azote organique, déterminent le statut de fertilité des Andosols.
Le pourcentage d’azote minéralisable est considérablement plus petit dans les
Andosols (environ 3.5%) comparés aux sols non andiques (environ 8.2%) (Saito, 1990
dans Shoji et al., 1993b). L’azote organique dans les Andosols est assez résistant à la
décomposition microbienne. Divers mécanismes sont proposés pour expliquer la
stabilisation du N organique (Stevenson, 1982), les plus importants étant la réaction des
constituants protéinés avec la matière organique humifiée, ainsi que la formation des
complexes d’aluminium avec la matière organique. En outre, on observe généralement
des microstructures stables bien développées dans les horizons superficiels et subsuperficiels des Andosols. Les micropores de ces microstructures semblent avoir un
arrangement stérique défavorable pour des réactions enzymatiques avec les composés
organiques de N (Shoji et al., 1993b).
34
Chapitre II
II. PRESENTATION DU SITE ET DES METHODES
EXPERIMENTALES
II.1 Le bassin Valle de Bravo et le site expérimental
Le bassin de Valle de Bravo est un des sept bassins versants de la rivière Balsas, et
celle-ci transfert de l'eau au système Cutzamala. Les sols du bassin sont d'origine
volcanique, ce qui oblige à considérer des méthodologies spéciales pour sa
caractérisation. Ce chapitre présente le site d’étude, et décrit les méthodes
expérimentales utilisées pour la détermination des paramètres qui ont servi à
caractériser et classifier les profils du sol.
II.1.1 Le Bassin Versant Valle de Bravo
Le système Cutzamala a été créé pour diminuer le problème
d'approvisionnement en eau potable de la ville de Mexico. Le bassin versant de Valle de
Bravo fait partie du système Cutzamala en étant le plus important d’après sa capacité et
son extension. Avec une capacité de stockage total de 394.4 Mm3, le barrage de Valle
de Bravo apporte 6 m3 s-1 au système. Le bassin a également un important potentiel
forestier et agricole, ainsi que touristique pour la montagne et le lac, et ces
caractéristiques donnent au bassin de Valle de Bravo une importante valeur
économique. Cette importance hydrologique et économique, tant locale comme
régionale, fait que le bassin versant de Valle de Bravo soit un emplacement stratégique
et prioritaire dans les plans nationaux tant hydrologiques que forestiers (Viramontes et
al., 2006).
Le Bassin de Valle de Bravo a une superficie de 63,473 hectares. Le bassin est situé
à l'Ouest de l'État de Mexico entre les parallèles 19°23’00” et 19°05’30”de latitude Nord
et 100°11’40” et 99°52’00”de longitude Ouest. Le bassin versant inclue une grande
partie de la municipalité de Valle de Bravo et la totalité d’Amanalco, il intègre aussi une
partie des municipalités de Zinacantepec y Almoloya De Juárez (dans le secteur Ouest),
Temascaltepec (au Nord), Villa Victoria (au Sud), Villa de Allende et Donato Guerra
(dans la partie Sud-est) (Viramontes et al., 2006).
La région d’étude fait partie de la province physiographique de l’axe néo-volcanique
central Mexicain, et est caractérisée par la prédominance de roches volcaniques de l’ère
cénozoïque, de cendres volcaniques, de bancs sablonneux et de tezontle (pierre
volcanique poreuse). En ce qui concerne l'aspect morphologique, prédominent les
pentes escarpées, les cônes volcaniques à différents états de dégradation, les plateaux de
cendres et de matériaux érodés, des bancs de lave et des petites vallées. L'altitude
maximale est de 3,760 m au sommet El Calvario à l'extrémité orientale du bassin et la
partie la plus basse est le lac du barrage de Valle de Bravo, à 1,792 m.
35
II.1.1.1 Le Climat
La température annuelle du bassin de Valle de Bravo oscille entre 12° et 18°C. La
saison des pluies se situe en été, entre juin et septembre (75 % de la pluviométrie totale
annuelle), avec un pourcentage de pluie hivernale inférieur à 4.9 % de janvier à mars. La
séparation de l’année entre une période humide en été et une période sèche en hiver et au
printemps est caractéristique d’un climat sub-tropical humide (Viramontes et al., 2006).
II.1.1.2. Usage du sol
La végétation du bassin Valle de Bravo, est constituée par une forêt principale de
Pinus oocarpa, P. montezumae, P. lawsoni, Quercus lauriana, Q. macrophylla,
Arbustus xalapensis, Mimosa sp. et Salvia sp., une forêt secondaire, quelques pâturages
et des zones cultivées (Olvera-Viscán et al., 1998).
Le tableau II.1 présente la répartition en surface de l’usage du sol sur le bassin
d’après la Conabio (2002).
Tableau II.1 Usage des sols du bassin versant Valle de Bravo.
Surface (km2)
(%)
Forêt
285.22
54.33
Pâturages
21.09
4.02
Agriculture sous pluie naturelle
149.43
28.46
Agriculture irriguée
53.89
10.26
Corps d’eau
15.37
2.93
Total
525.00
100.00
On observe qu'il s'agit d'un bassin principalement forestier, plus de la moitié de la
surface étant couverte par des forêts. L'agriculture sous pluie naturelle suivie de
l'agriculture irriguée représente presque 30% de l’usage du sol.
II.1.2 Le bassin expérimental de la Loma
Dans le bassin de Valle de Bravo, le bassin élémentaire de la Loma a été choisi pour
étudier les conséquences des pratiques agricoles sur la disponibilité et la qualité de l'eau.
Le bassin élémentaire de la Loma est représentatif de la variabilité des conditions
environnementales de climat et de végétation, ainsi que de l'utilisation du sol dans le
bassin de Valle de Bravo. Le micro-bassin expérimental la Loma a une surface de 50.1
ha et est situé entre les altitudes 2500 à 3100 m, dans la commune d'Amanalco de
Becerra, État de Mexico, entre les parallèles 19° 16 '48.6" et 19° 16 '11.3" de latitude
nord et 99° 58 '13.7 "et 99° 59 '13.7" de longitude ouest. Hydrologiquement, le microbassin fait partie du sous-bassin versant Rio Amanalco dans le bassin versant de Valle
36
de Bravo. La Figure II-1 montre la localisation de la Loma dans le bassin Valle de
Bravo et celui-ci dans l’Axe néo-volcanique Mexicain.
Figure II-1. Localisation du bassin expérimental la Loma.
II.1.2.1. Eléments de climatologie et sur la végétation
Pour étudier la climatologie de la Loma, nous avons considéré la station numéro
15005 (station d’Amanalco), du système d'information climatique mexicain. La station
Amanalco est représentative des conditions climatiques de la région de la Loma. La
station est située dans la municipalité d'Amanalco de Becerra, entre les parallèles
19°15' de latitude Nord et 100°02' de longitude Ouest, à une altitude de 2400 m. Les
données qui sont présentées sont des valeurs moyennes obtenues pour une période de 30
années, de 1962 à 1992. La figure II-2 montre la distribution moyenne mensuelle des
précipitations et de la température à la station d’Amanalco.
Le climat de la Loma est un climat sub-tropical d'altitude. La température
mensuelle minimale est de 3.1°C en février, et la maximale de 25.5°C en avril. La
température annuelle moyenne est de 10.7°C. La précipitation annuelle est de 1214 mm,
avec la majeure partie (76%) de la pluie qui tombe entre juin et septembre.
L'évapotranspiration annuelle potentielle est de 1243 mm. Les sols sont sous un régime
hydrique udique2 estimé par le modèle Newhall (van-Wambeke et al., 1986), à partir des
données climatiques sur 30 années (1962 à 1992) des stations météorologiques autour
d'Amanalco.
La végétation naturelle de la région d'étude est composée de Pinus spp., Quercus
spp., Abies religiosa, Agave spp., Prunus serotina spp. et Crataegus mexicana. Le
stratus herbacé est abondant et comporte principalement des espèces des familles
Asteraceae et Gramineae.
2
Régime d’humidité des sols dans lequel la répartition de l’eau dans le profil est telle qu’elle
empêche que l’horizon sub-superficiel sèche pendant une durée supérieure à 90 jours consécutifs
dans l’année et, dans cette période, qu’il ne demeure pas sec plus de 45 jours consécutifs durant
l’été
37
300
16
14
250
12
10
150
8
°C
mm
200
6
100
4
50
2
0
0
Jan Fev Mar Avr Mai Juin Juill Août Sept Oct Nov Dec
pluie
Temperature
Figure II-2. Distribution moyenne mensuelle de la précipitation et la température à
la station d’Amanalco.
II.1.2.2. Les activités agricoles à la Loma
Les principaux usages du sol de la Loma sont la forêt (46%), l’agriculture (37%)
(maïs et avoine principalement) et le reste est laissé en jachère. Pendant les dernières 50
années, la part des sols cultivés a augmenté au détriment de la forêt, ce qui a provoqué
une diminution de la surface de la forêt avec un changement des propriétés du sol (voir
chapitre III).
Le maïs est semé avant la semaine sainte, vers mi-avril, et l’épi est récolté en sec
en novembre. L’avoine est semée début juin et récolté également en fin d’année. Il n’y a
pas de système d’irrigation à la Loma car il y a très peu d’eau de surface disponible,
l’apport d’eau aux cultures est donc uniquement la pluie naturelle. Une enquête
effectuée auprès de tous les agriculteurs cultivant une parcelle à la Loma (Mandron,
2004) a permis d’évaluer les principales dates des activités agricoles et la quantité
d’engrais appliquée. L’avoine et la jachère ne sont pas fertilisées. Le maïs est fertilisé au
moment du semis. Une minorité d’agriculteurs remettent de l’engrais lors de la mise en
place de buttes en début de saison des pluies (début juin) qui servent à retenir l’eau près
des racines et à étouffer les mauvaises herbes. L’engrais généralement appliqué
comprend surtout de l’azote et du phosphore (170 Kg N ha-1 et 200 Kg P2O5 ha-1) et des
micro-éléments. Lors du buttage, quelques agriculteurs appliquent aussi des herbicides :
Atrazine et 2,4-D (1 L ha-1 d’ingrédient actif).
II.1.2.3. Le risque de pollution de l’aquifère par les engrais.
Il existe très peu de bibliographie sur la qualité de l’eau du réservoir Valle de
Bravo, et même si les institutions gouvernementales font officiellement des mesures sur
la zone, il est impossible d’avoir accès aux rapports officiels. Il est présenté dans la suite
un résumé des résultats disponibles.
38
En 1980, Deguchi et al. ont classifié le réservoir comme oligotrophique3. Sept
ans après, Olvera-Viscán et al. (1998) reportent que la qualité du réservoir s’est
détériorée en eutrophique. Les auteurs suggèrent que la qualité des eaux du réservoir
doit être surveillée afin d’éviter son eutrophication, et ils suggèrent de contrôler
l’application des engrais phosphatés et azotés sur la zone.
Dans le document « Plan de Ordenamiento Ecologico Regional de la Subcuenca
Valle de Bravo-Amanalco », élaboré par le secrétariat du ministère de l’agriculture de
l’Etat de Mexico (SEMARNAT, 2003), il est signalé que des facteurs comme le
changement d'usage de sol, les décharges d’eaux résiduelles provenant de l'activité
aquicole qui apportent 20.550 tonne/année d'excrétas de poissons ainsi que les
décharges d’eaux usées au lac de barrage avec un débit de 125 L s-1 équivalent à 700
tonne de matière organique par an en DBO4 (CNA), sont les responsables de la
détérioration des eaux du barrage. Les auteurs ont relié une telle situation à plusieurs
facteurs, l’agriculture étant l’un d’entre eux. Ce document indique également une
réduction du 10% de la surface en forêt de 1993 à 2000.
Olvera (1990) conclut que le sous-bassin de Rio Amanalco apporte à lui seul
26.5 tonne de P an-1 au lac de barrage de Valle de Bravo, ce qui constitue 56.7% du
phosphore qui arrive par an. Córdova et al. (2003) ont étudié la dynamique de la qualité
de l’eau du réservoir, et montrent une augmentation de 500% de la concentration en
phosphore total de 1982 à 1992. Les auteurs ont mis en évidence l’apport de ces
éléments par la rivière Amanalco.
Concernant la concentration en nitrate dans l’eau du lac de barrage, OlveraViscan et al. (1998) ont montré que le lac peut servir de source de stockage pour l’eau
potable (N-NO3- < 5 mg L-1 d’après SEDUE, 1989) mais qu’elle nécessite un traitement,
par contre, la concentration de nitrate dépasse les niveaux établis pour la protection de
la vie aquatique (N-NO3-<0.002 mg L-1 d’après SEDUE, 1989) Les auteurs ont estimé
que la rivière Amanalco apporte la plus grande partie du nitrate au réservoir. Le nitrate
avec l’azote organique sont les formes les plus abondantes dans l’eau, et les
concentrations en ammonium sont très basses.
D’après les résultats du programme AMHEX, les pertes par écoulement des
eaux superficielles de nitrate dissous ainsi que les pertes par érosion du sol de nitrate
adsorbé ou fixé, ont été minimales (inférieures a 0.1 kg N ha-1) comme l’illustre la
Figure II-3 pour l’année 2003. Par contre, les concentrations en azote total dans les
échantillons non filtrés ont des valeurs entre 10 et 50 fois plus élevées que dans les eaux
filtrées, ce qui signifie que la concentration en azote organique particulaire est élevée.
Les pertes par transferts verticaux d’eau et de solutés sont prédominantes à l’échelle de
la parcelle agricole et du bassin de la Loma. Les pertes par lixiviation au-delà de 90 cm
de profondeur dans la parcelle de maïs étudiée dans cette thèse sont de 165 kg N ha-1en
2003.
2
4
En relation avec l’état trophique d’un lac : oligotrophique, mésotrophique et eutrophique.
Eutrophique: eaux qui sont riches en éléments nutritifs et en vie végétale. Les parties inférieures
de lacs eutrophiés peuvent souffrir d'un manque de lumière et d’oxygène.
Demande biochimique d’oxygène
39
Perte par ruissellement, kg ha-1
0.6
NH4
0.5
NO3
Ntot
0.4
0.3
0.2
0.1
0
19-mai
8-juin
28-juin
18-juil.
7-août
27-août
Figure II-3. Pertes par ruissellement d’azote total, N-NH4+ et N-NO3- en 2003
(d’après Duwig, communication personnelle)
Concentration, mg N L
-1
Le comportement de la concentration du nitrate dans le ruisseau drainant le
bassin de la Loma a été similaire à celui observé dans les eaux souterraines de la Loma,
Figure II-4, ce qui pourrait indiquer que les flux dans le bassin du Rio Amanalco sont
plutôt souterrains, impliquant un risque de pollution des eaux de sub-surface et
souterraines par les engrais appliqués à la surface du sol. Ce risque de pollution justifie
l’analyse des transferts d’eau et de nitrate en conditions contrôlées dans les sols
volcaniques de la Loma.
27-avr.
source
aquifère
écoulement superficiel
rivière Amanalco
NITRATE
8
7
6
5
4
3
2
1
0
17-mai
6-juin
26-juin
16-juil.
5-août
25-août
Figure II-4. Concentration en nitrate dans les eaux de la source, les eaux
souterraines, les eaux des crues et les eaux du Rio Amanalco en 2003 (D’après
Duwig, communication personnelle).
40
II.2. Démarche expérimentale
Les sols volcaniques ont des propriétés particulières par rapport aux autres sols
de nature différente, cela implique un traitement spécial en ce qui concerne les
méthodologies de laboratoire pour les caractériser physiquement, chimiquement et
minéralogiquement. Ce chapitre présente les méthodes utilisées dans cette thèse pour
analyser les Andosols.
II.2.1 Les profils du sol : caractérisation et description sur le terrain
Les sols de la Loma ont été caractérisés à partir de deux profils excavés le long
d’une toposéquence située dans la pente nord-est du bassin, chaque profil étant localisé
au sein d’un des principaux usages du sol du bassin. La distance entre les deux profils
est de 150 m, et la variation d'altitude est de 35 m. Le premier profil est situé dans une
parcelle agricole cultivée en maïs avec une pente de 28%. La parcelle a été cultivée
depuis 40 années avec du maïs et de l’avoine comme culture principale. Le second
profil est sous forêt avec une pente de 35%, situé dans la partie amont du bassin. Les
deux sites sont équipés pour estimer le bilan hydrique et le taux d’érosion (Viramontes
et al., 2006). Les différents horizons ont été distingués pour chacun des profils. Les
caractéristiques morphologiques et physiques de chaque profil ont été déterminées sur
le terrain d’après le protocole de Cuanalo (1990). La figure II-5 montre une carte
topographique de la Loma et la localisation de chaque profil de sol étudié.
Parcelle agricole
Forêt
Figure II-5. Carte topographique de la Loma et localisation des profils de sol.
41
II.2.2. Caractérisation du sol : outils analytiques des paramètres physiques,
chimiques et minéralogiques
Des échantillons de sol ont été prélevés dans chaque horizon des profils pour les
analyses de laboratoire. Une partie de chaque échantillon a été maintenue à l'humidité
du terrain et le reste a été séché à l'air et tamisé à 2 millimètres. Dans les deux profils,
des échantillons intacts et orientés par rapport à la surface ont également été prélevés
dans une boîte en plastique (10 x 5 x 3 cm3) pour élaborer des lames minces.
Pour la détermination des paramètres nécessaires à la classification du sol, j’ai
suivi les méthodes du manuel de Van-Reeuwijk (1995). Pour le reste des paramètres,
j’ai utilisé les techniques classiquement utilisées pour les sols volcaniques. En profitant
de l’expérience et des connaissances du Laboratoire de Fertilité du sol du Colegio de
Postgraduados (Campus Montecillo), j’y ai réalisé toutes les analyses, sauf indiqué dans
les paragraphes correspondants.
II.2.2.1. Les analyses physiques
Les paramètres physiques analysés sont les suivants : la texture, la distribution
de la taille des particules, la densité apparente, la couleur, la courbe de rétention en eau
et la micromorphologie.
La texture du sol est un paramètre largement utilisé comme un indicateur des
propriétés physiques des sols et est ainsi utilisé pour prédire quelques propriétés du sol
comme sa productivité (Nanzyo et al., 1993b), cependant pour les sols volcaniques la
texture n’est pas un indice adéquat. Comme cela a déjà été expliqué dans le chapitre I,
une des caractéristiques des sols volcaniques est la difficulté pour disperser les
particules, ce qui rend imprécise la détermination de la texture du sol. Malgré une telle
contrainte, la texture du sol est classiquement déterminée par la méthode de la pipette,
car c’est une donnée nécessaire pour classifier le sol d’après la World Reference Base
(FAO-ISRIC-ISSS, 1998). D’après Buurman et al. (1997), la diffraction laser (grâce à
un granulomètre laser) avec une dispersion ultrasonique préalable a montré être mieux
adaptée pour étudier la taille des particules des sols allophaniques. Ainsi, des
modifications relatives à la taille des particules et à la minéralogie du sol ont été
effectuées dans la taxonomie des sols (Soil Survey Staff, 1999) pour remplacer les noms
des classes de taille de particules spécialement pour les Andisols. La distribution des
tailles des particules du sol de la Loma a été déterminée par la méthode de la pipette et
par granulométrie laser (Mastersizer, Malvern Instruments), avec dispersion
ultrasonique afin de mieux disperser les particules de sol. La méthode de la pipette a été
appliquée au laboratoire de physique du sol du Colegio de Postgraduados, et l’analyse
par granulomètre laser au laboratoire LTHE (Grenoble). Pour les deux techniques
d’analyses, la matière organique du sol a été éliminée par oxydation avec H2O2 à 30% à
une température de 60°C, des lavages postérieurs avec de l’eau distillée ont été faits
pour éliminer l’excès du peroxyde. Les fractions suivantes ont été prises en
considération : argile (< 0.002 mm), limon (0.002 – 0.05 mm) et sable (0.05 - 2.0 mm).
La densité apparente a été mesurée sur le terrain avec des cylindres de volume
connu (211 cm3) enfoncés délicatement dans le sol à la profondeur voulue, puis séchés
24 h à 105°C. La couleur a été déterminée par comparaison avec le code de couleur de
42
Munsell. Les capacités de rétention en eau aux succions de 1500 kPa (point de
flétrissement) et de 33 kPa (capacité au champ) ont été obtenues en plaçant des mottes
intactes de sol prélevées aux différentes profondeurs sur une plaque de succion ou dans
une marmite à pression (NOM-021-RECNAT-2000).
La structure et la porosité du sol ont été analysées sur des lames minces extraites
d’échantillons intacts prélevés dans chaque horizon du profil. Les résines utilisées pour
préparer les lames minces sont hydrophobes, il faut donc éliminer l’eau existante dans le
sol avant d’imprégner les échantillons de sol. La méthode la plus simple serait de sécher
l’échantillon à l’air, cependant, pour les andosols, cette méthode n’est pas
recommandée. D´après Nanzyo (2002), lorsque les sols allophaniques sont séchés a
l’air, leur volume diminue et ils souffrent des changements irréversibles au niveau de la
structure : des agrégats se forment. Il était donc nécessaire de remplacer l’eau du sol par
un solvant compatible avec la résine. L’eau du sol a été remplacée par de l’acétone sans
altérer la structure originale du sol, la méthode suivie pour ce traitement est la suivante :
dans une boîte en plastique fermée, de 20 litres de capacité, on place une grille de 7 cm
de hauteur sur laquelle on met les échantillons de sol. Entre la grille et le fond de la
caisse on ajoute la solution d'acétone (Figure II-6). Le processus est débuté avec une
solution d'acétone à 20%. La solution est changée chaque semaine et la concentration
est augmentée de 20% chaque fois. On mesure à chaque fois la concentration d'acétone
dans la solution, le processus est fini quand la concentration de la solution ne change
plus. Le processus dure de 5 à 6 semaines environ. Ensuite, les échantillons sont
imprégnés avec une résine polyester dans une chambre à vide pour assurer l’entrée de la
résine dans tous les pores. Les échantillons sont finalement séchés à température
ambiance pendant 4 semaines. Une fois durcie, des lames minces sont coupées dans
l’échantillon et polies pour atteindre une épaisseur de 30 µm (Murphy, 1986). Les lames
sont observées avec un microscope pétrographique à différents grossissements et types
de lumières.
Figure II-6. Extraction de l’eau des échantillons de sol.
II.2.2.2. Les analyses chimiques
Les caractéristiques chimiques suivantes ont été analysées : le pH dans H20, KCl
et NaF, l’aluminium échangeable, la capacité de rétention du phosphate, le taux de
carbone organique (CO), les capacités d’échange cationique et anionique, les bases
interchangeables et le taux de saturation de bases.
Le pH du sol a été mesuré en suspension dans l’eau et dans une solution de KCl
à 1 M (rapport sol/eau de 1:2.5 poids/volume). La valeur du ∆pH (pH KCl – pH H2O)
43
définie le signe et la magnitude de la charge superficielle du sol (Uehara et Gillman,
1981). Le pH dans fluorure de sodium (NaF) a été mesuré dans une suspension d’un
gramme du sol avec 50mL de NaF à 1 M après deux minutes d’agitation (Fieldes et
Perrot, 1966), l‘intérêt de ce paramètre est de mettre en évidence l’aluminium actif dans
le sol. Le fluor du NaF réagit avec l’ion Al3+ provenant de l’allophane, de l’imogolite ou
d’hydroxydes en augmentant le pH de la solution. Le test a été proposé comme un test
rapide pour estimer la présence d’allophanes dans le sol.
Les principales contraintes à l’utilisation des andosols pour l’agriculture sont le
haut niveau de toxicité par l’aluminium et la forte capacité de rétention du phosphate.
Ce dernier paramètre est également important car il appartient au groupe des
caractéristiques qui définissent le caractère andique du sol. L’aluminium échangeable a
été estimé par extraction avec une solution de KCl et quantification par titration avec
NaOH à 0.1 N. La capacité de rétention du phosphate a été déterminée par la méthode
de Blakemore et al. (1987).
Comme il a été signalé dans le chapitre I, l’accumulation de carbone organique
(CO) est une des propriétés les plus importantes des andosols. Dans un premier temps la
méthode par oxydation humide (méthode classique au laboratoire) a été suivie. Étant
donné les résultats obtenus en ce qui concerne l'homogénéité dans la teneur en CO le
long du profil de sol, une seconde méthode d’analyse a été considérée afin de confirmer
les résultats. Ainsi, la méthode par combustion totale (TOC-5050A Shimadzu) a été
utilisée. Cette méthode est beaucoup plus précise car elle implique moins d’erreurs
analytiques. Il faut noter que les deux méthodes ont donné des résultats similaires.
La capacité de charge d’un sol à charge variable comme le sol de la Loma,
dépend du pH de la solution de sol. La capacité d'échange cationique (CEC), par
exemple, est communément déterminée dans une solution standard d’acétate
d’ammonium à pH 7. Cette méthode est adéquate pour des sols dont les minéraux
argileux ont une charge constante, il est évident que dans les sols à charge variable où le
pH affecte la charge de surface, cette méthode ne doit pas être utilisée. Si le pH du sol
est plus faible que 7, comme dans notre cas, une augmentation du pH à 7 créera des
charges additionnelles artificielles sur la surface. Les capacités d’échange anionique
(CEA) et cationique ont donc été mesurées au pH du sol d’après la méthode de Zelazny
et al. (1996). Les cations échangeables (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) ont été déterminés après
lavage du sol à l’acétate d’ammonium à 1 N (pH 7), et mesurés par spectroscopie à
adsorption atomique (SpectrAA 220).
II.2.2.3. Les analyses minéralogiques
L’analyse minéralogique d’un andosol correspond principalement à
l’identification des composants amorphes qui déterminent les propriétés physiques et
chimiques du sol, ainsi que leur productivité agricole.
Les allophanes sont des silicates d’alumine, de composition chimique semblable
à celle des argiles, mais incomplètement organisés et non structurés en feuillets
(Duchaufour, 2001). D’après Parfitt (1990), allophane est le nom d'un groupe de
minéraux argileux de rang court qui contient de la silice, de l'alumine et de l'eau
combinés chimiquement. Puisque la structure de l'allophane riche en aluminium
44
(allophane Al-riche) est liée à celle de l'imogolite (Al:Si, 2:1) ce type d’allophane a été
appelé proto-imogolite (Farmer et Russel, 1990 ; Parfitt et Wilson, 1985).
L’analyse minéralogique comprend, dans un premier temps, l’analyse qualitative
par diffraction à rayons X des minéraux primaires et secondaires dans le sol. Ensuite, la
quantification des éléments amorphes par dissolution sélective est réalisée. Finalement,
la présence des composants amorphes comme l’allophane, sera mise en évidence par
spectroscopie infrarouge et microscopie électronique de transmission.
Diffraction à rayons X (XRD : X Ray Diffraction)
Les Andosols contiennent une quantité importante de minéraux qui ne peuvent
pas être définis comme des minéraux cristallins parce qu'ils n'ont pas une composition
chimique fixe ou une structure régulière tridimensionnelle (Shoji et al. 1993a).
Toutefois, certains de ces matériaux produisent des schémas de diffraction à rayons X
ce qui indique un certain ordre dans leur arrangement atomique. Les nomenclatures
suivantes : minéraux de rang court et minéraux paracristallins (amorphes) sont utilisées
pour décrire ces types de minéraux.
L’identification des minéraux primaires et secondaires dans les profils permet
d’identifier les processus pédo-génétiques dans chaque profil. La détermination des
minéraux a été effectuée par diffraction à rayons X. Les analyses ont été faites sur la
fraction du sol au-dessous de 2 millimètres et au-dessous de 2 µm pour identifier les
minéraux primaires et secondaires, les deux fractions sans matière organique, et la
dernière fraction avec et sans les matériaux amorphes. La matière organique a été
éliminée avec des lavages successifs avec du H2O2 à 30%. Les éléments amorphes ont
été éliminés avec des lavages successifs avec une solution d’oxalate acide d’ammonium
à 0.2 M (pH 3).
Quantification des minéraux par dissolution sélective
Comme il a déjà été expliqué dans le chapitre I, les andosols ont une minéralogie
caractérisée par des composants du Fer, de la Silice et de l’Aluminium. Ces éléments
peuvent s’y trouver sous trois formes : actifs, complexés avec la matière organique et
libres. L’aluminium et le fer réactifs sont appelés aluminium actif et fer actif,
respectivement. L'accumulation de formes actives d'aluminium et du fer est une des
caractéristiques les plus importantes des andosols. Ces éléments déterminent les
propriétés physiques et chimiques du sol, ainsi que leur productivité agricole.
L'aluminium et le fer actifs du sol sont combinés avec une grande variété de composants
du sol, toutefois, ceux-ci se rencontrent principalement sous forme d’allophane,
d’imogolite, complexés avec la matière organique et sous forme de ferrihydrite.
Les dissolutions sélectives des composés d’aluminium, de fer et de silice ont été
effectuées en utilisant trois réactifs chimiques pour extraire les composants amorphes.
Les composants « actifs » d’Al, Fe et Si (Alox, Feox, Siox), sont extraits après l’agitation
du sol avec une solution d’oxalate acide d’ammonium 0.2 M (pH 3). Pour le Fe et l’Al
complexés avec la matière organique (Fep, Alp), le sol a été agité avec une solution du
pyrophosphate de sodium (Blakemore et al., 1987). Pour extraire les composants du Fe,
45
Al et Mn « libres » (Fed, Ald, Mnd), nous avons utilisé une solution de citrate-dithionitebicarbonate de sodium d’après la méthode de Mehra et Jackson (1960). Les
concentrations de Fe, Al, Si et Mn en suspension ont été mesurées par spectroscopie à
adsorption atomique (SpectrAA 220).
A partir des concentrations trouvées lors des dissolutions sélectives et en
utilisant des relations proposées par différents auteurs, le contenu des différents
minéraux peut être estimé afin de caractériser minéralogiquement un andosol :
La teneur en allophane a été estimée d’après la formule proposée par Parfitt
(1990) :
Allophane = F*Siox
(II.1)
où F est un facteur estimé par le rapport teneur en aluminium/teneur en silice, calculé à
l’aide de la formule : F=(Alox-Alp)/Siox. Cette relation sert à distinguer les allophanes
riches en silice (ratio Al/Si de 1 :1) de ceux riches en aluminium (ratio Al/Si de 2 :1).
Dans la bibliographie, la façon d’estimer le contenu d’imogolites n’est pas
précise par rapport à celle pour les allophanes, ex. Parfitt (1990), donc l’accent a été mis
sur les allophanes. Shoji et al. (1993) proposent une formule pour estimer la teneur en
allophane et imogolite ensembles, mais dans le cas de l’imogolite seul, on n’a pas
trouvé la procédure pour estimer la teneur en cet élément séparément dans le sol.
La teneur en ferrihydrite a été estimée avec la relation proposée par Childs et al.
(1991) :
Ferrihydrite = 1.7 * Feox
(II.2)
Parfitt et Saigusa (1985) proposent le calcul du rapport Alp/Alox, pour distinguer
entre un sol allophanique (<0.5) et un sol non allophanique (>0.5). Le contenu d’oxydes
de Fe est estimé par la relation Fed – Fep proposée par Gunjigake et Wada (1981). Avec
le rapport Fep/Fed on estime le contenu du Fe complexé avec la matière organique. Le
degré de cristallisation des oxydes de fer est estimé à partir de la relation Feox/Fed
proposée par Malucelli et al. (1999).
Spectroscopie Infra Rouge (MIR : Mid Infrared Spectroscopy)
L’énergie lumineuse dans la gamme infrarouge 4000 à 500 cm-1 (2500 à 20,000
nm) est focalisée sur la surface d’un échantillon de sol séché à l'air. Quelques
rayonnements de lumière sont absorbés par le sol, le reste est réfléchi à nouveau dans le
spectromètre, ils sont alors détectés et analysés. Le spectre est influencé par la nature du
sol. Il existe des vibrations spécifiques selon les différents composants du sol, par
exemple la matière organique, les minéraux comme le quartz, les oxydes de fer, etc.
Les analyses MIR de la fraction fine du sol sans matière organique ont été
effectuées avec un spectromètre (Connexion de Nicolet 470 FT-IR). Ce type d’analyse a
servi à mettre en évidence la présence des composés amorphes, plus précisément, de
l’allophane. Les échantillons des profils de sol ainsi que des échantillons de sol utilisés
dans les expériences en colonnes et batch ont été analysés par cette technique.
46
La spectroscopie infrarouge est employée pour déterminer la structure des
matériaux. Les principales bandes d'absorption d’infrarouge de l'allophane et de
l'imogolite se produisent dans quatre régions de fréquence: 1) 2800 à 3800 cm-1
résultant des vibrations des groupes hydroxyle structuraux. La bande 2) 1550 à 1700
cm-1 résulte de la vibration de déformation du groupe HOH de l'eau adsorbée. 3) 800 à
1200 cm-1 : la bande principale d'absorption Si-O se produit dans cette région, et indique
le degré de polymérisation de l'anion de silicium et du nombre probable de coordination
d'Al. Le spectre IR d'imogolite et de proto-imogolite allophane montre deux maximums
d'absorption dans cette région à environ 940 et 1000 cm-1. Finalement 4) 300 - 800 cm1
: la bande à 348 cm-1 peut être utilisée comme un indicateur de la présence des
structures d'imogolite et de proto-imologolite allophane dans la fraction argileuse du sol
(Dixon et Schulze, 2002). Dans ce travail nous avons considére seulement les bandes
des regions 1 et 3 pour vefiré la precense d’allofane dans la fraction argileuse du sol.
Microscopie électronique à transmission (TEM : Transmission Electron Microscopy)
La détection de la présence d’allophane et d’imogolite dans le sol est importante,
pas seulement pour la caractérisation minéralogique du sol, mais aussi pour expliquer le
comportement de la charge superficielle du sol. L’allophane peut être mis en évidence
par dissolution sélective et par analyse MIR, par contre, le seul moyen de mettre en
évidence la présence de l’imogolite de façon précise est par microscopie électronique à
transmission. La fraction fine du sol du profil de la parcelle cultivée en maïs, a été
étudiée au microscope électronique à transmission (TEM). La matière organique a été
éliminée avec des lavages successifs avec du H2O2 à 30%. Les observations ont été
effectuées sur un instrument du model 2010 de JEOL fonctionnant à 200kV, de
l’Institut d’Ingénierie de l’UNAM (Mexico).
En raison de leur grande superficie spécifique et de la petite dimension des
particules, les allophanes sont très réactifs. Les images de microscopie électronique de
la fraction argileuse contenant des allophanes montrent beaucoup de particules discrètes
ayant la forme de sphérules creuses. Le diamètre d’une sphérule individuelle est
d’environ 4 nm (Henmi et Wada, 1976).
II.2.3. Mesures par infiltrométrie
L’information présentée dans ce paragraphe provient en partie des thèses de
Vandervaere (1995) et Duwig (1998).
Les forces de gravité et de capillarité sont les deux forces principales qui
commandent le mouvement de l’eau dans le sol. Cette notion est traduite en partie dans
l’équation de Richards dont la résolution nécessite la connaissance de la conductivité
hydraulique. A saturation, les propriétés hydrauliques sont certainement liées à l’état
des macropores dans le sol. Pour un sol de moins en moins saturé, les propriétés
hydrauliques vont de plus en plus refléter la texture et la distribution des particules dans
le sol (Clothier, 1990). Ce sont ces caractéristiques qui nous intéressent le plus, car le
sol est rarement saturé en condition naturelle.
47
II.2.3.1. Description de l’infiltromètre à disque
L’infiltrométrie à succion contrôlée permet d’avoir accès de façon simple aux
deux paramètres phénoménologiques de l’infiltrabilité, la conductivité hydraulique et la
sorptivité capillaire, sur des sols non saturés. Ces deux paramètres permettent de
caractériser les mouvements de l’eau dans un sol. La conductivité K correspond à la
mesure de l’efficacité de la force de gravité à entraîner l’eau du sol vers la profondeur à
travers les pores du sol. La sorptivité S quantifie la capacité d’un sol à infiltrer l’eau par
capillarité.
Le système de mesure, appelé TRIMS (Triple Ring Infiltrometers) a été
développé au sein du Laboratoire d’études des Transferts en Hydrologie et
Environnement en collaboration avec le HortResearch Institute en Nouvelle-Zélande
(Clothier et White, 1981 ; Thony et al., 1991 ; Vauclin et Chopart, 1992). La figure II-7
montre le schéma de l’infiltromètre.
L’infiltromètre est constitué :
- d'une embase circulaire (E) équipée, sur la face destinée à être en contact avec le sol,
d'une grille métallique sur laquelle est tendue, par un bracelet en caoutchouc, une
membrane en nylon tissé perméable à l'eau (diamètre de pore : 20 µm, pression d'entrée
d'air : 70 cm d'eau environ),
- d'un réservoir gradué d'alimentation en eau hermétiquement fermé à son sommet par
un bouchon en caoutchouc muni d’un tuyau souple et d’une pince de Mohr permettant
son remplissage
- d'un réservoir gradué de dépressurisation, appelé vase de Mariotte, partiellement
rempli d'eau, dans lequel on peut faire coulisser un tube d'aération (AB). Un second
tube (CD) met en communication les deux réservoirs. Ce réservoir permet de contrôler
la pression à laquelle l'eau sera infiltrée par le sol.
30 cm à 1 m
K: conductivité
hydraulique (mm/s)
Ф: potenciel d'écoulement
(mm2/s), représentant les
effets capillaires.
Figure II-7. Schéma de l’infiltromètre (repris de Vandervaere, 1995).
Un soin particulier doit être pris à la préparation de la surface du sol. On peut
déposer une mince couche de sable pour masquer les micro-aspérités du terrain et pour
assurer un contact hydraulique horizontal aussi parfait que possible entre la membrane
48
et le sol. Cette couche n’affecte pas le régime permanent d’infiltration, à condition que
sa conductivité hydraulique soit beaucoup plus élevée que celle du sol sous-jacent.
On mesure le flux d’infiltration en régime permanent en fonction de la pression
imposée :
q=x
∆z
∆t
II.3
où ∆z est la variation du niveau d’eau dans le réservoir d’alimentation pendant un pas
de temps ∆t, et x le rapport des sections entre le réservoir (rayon 30 mm) et l’embase
(rayon 100 mm), soit x=0.09.
A la fin de chaque essai et immédiatement après avoir ôté l’infiltromètre, un
échantillon de sol est prélevé dans la zone située à la verticale de l’embase pour la
détermination de la teneur en eau finale θo. Des échantillons de sol sont également
prélevés à proximité immédiate de l’emplacement de l’essai pour déterminer la teneur
en eau initiale θn.
A partir des valeurs de q obtenues en fonction de la pression imposée, on estime
la valeur de la conductivité hydraulique et la sorptivité capillaire.
La conductivité hydraulique représente les effets gravitaires et caractérise les
stades à long terme. Elle est définit par la loi de Darcy (Equation I.4 chapitre I). D’autre
part, la sorptivité capillaire représente les effets capillaires et caractérise le stade initial.
L'équation simplifiée définissant la sorptivité est (Philip’s 1975):
I=S t
II.4
avec I, le volume d'eau infiltré par unité de surface (mm).
S, la sorptivité capillaire (mm s-1/2).
t, le temps (s).
II.2.3.2. Méthodologie
Des expériences d'infiltrométrie à disque ont été effectuées à trois profondeurs
différentes : à la surface sol, à 30 et à 55 cm. En surface les données analysées résultent
de la moyenne de deux répétitions, tandis que pour les deux autres profondeurs seul
essai a été réalisé. Pour la surface et la profondeur de 30 cm, l’infiltromètre a été mis
directement sur la surface du sol. Pour la profondeur de 55 cm, l'expérience a été
effectuée sur un monolithe de 30 cm de diamètre par 30 cm de hauteur, en appliquant
une solution de colorant-traceur. En surface, quatre succions ont été appliquées : -100, 60, -30 et -10 mm, tandis que pour les deux dernières profondeurs trois succions ont été
utilisées : -100, -60 et -10 mm à 30 cm et -105, -55 et 0 mm à 55 cm. Pour tous les
essais un seul diamètre de disque a été utilisé (200 mm).
Plusieurs colorants (bleu de méthylène, vert de bromocrésol et rouge de
méthyle), à différentes concentrations ont été testé sur des échantillons de sol pour
choisir le meilleur traceur. Aucun des colorants testés n’a donné des bons résultats en
terme de coloration du sol. Comme il a été expliqué dans le chapitre I, les andosols ont
49
une couleur très sombre qui ne permet pas de distinguer les colorants simplement
visibles à l’œil nu. Il a donc été nécessaire d’utiliser un colorant fluorescent sensible à
une lumière noire.
Nous avons utilisé le colorant fluorescent pyranine 120%. La pyranine est un sel
de sodium de l'oxypyrenetrisulphonique acide (Solvent Green 7) produit par la Société
Bayer. La couleur de la pyranine est une fluorescence verte-jaune, avec un pH en
solution autour 7. Ce colorant peut être utilisé comme indicateur de pH dans la gamme
6 à 10, car c’est l’un des colorants les plus sensible au pH parmi les colorants
fluorescents (Zhu et al., 2005). C’est également un soluté réactif, des essais
préliminaires en batch ont montré que la pyranine est fortement adsorbé sur le sol de la
Loma, suiviant une isotherme de Freundlich (Morin, 2005). La pyranine est un colorant
non toxique, utilisé principalement en biochimie, il existe peu de publications sur
l’utilisation de ce colorant dans le cas des sols.
Comme il a été indiqué ci-dessus, pour la profondeur de 55 cm, l’infiltromètre a
été mis sur un monolithe de 30 cm de diamètre et 30 cm de hauteur. Pour sculpter le
monolithe nous avons fait une fosse d’un mètre carré approximativement à 55 cm de
profondeur. Le monolithe a ensuite été sculpté. Avant l’expérience d’infiltrométrie, le
monolithe a été inséré dans un cylindre en métal. L’essai d’infiltration avec le TRIMS a
été réalisé avec une solution de pyranine à la concentration de 2 g L-1. A la fin des
expériences, la base du monolithe a été coupée et celui-ci transporté au laboratoire. Des
coupes transversales verticales tous les 2 cm ont été faites et des photographies des
faces en lumière noire ont été prises.
II.2.3.3. Analyse des données d’infiltrométrie
Il existe différentes méthodes (Vandervaere, 1995 ; Vandarvaere et al., 2000a ;
Vandervaere et al., 2000b) pour estimer les valeurs de K et S à partir des donnés
obtenues grâce aux expériences d’infiltration. Les méthodes sont classées suivant le
régime du flux qu'elles utilisent : les méthodes pour le régime transitoire et les méthodes
pour le régime permanent. Elles sont détaillées en annexe (Annexe I).
Les longueurs d’échelle macroscopique et microscopique
La longueur d'échelle macroscopique λc et la longueur des rayons de pores
hydrauliquement fonctionnels λm, sont aussi recherchées dans la mesure où elles
peuvent expliquer les variabilités de la conductivité hydraulique et de la sorptivité
capillaire sur les différents sols.
λc représente l'occurrence relative des forces gravitaires et capillaires lors de
l'infiltration (approximativement S/K) (White et Sully, 1987 ; Warrick et Broadbridge,
1992) :
λc =
bS2
(θ o − θ n )K
II.5
où S et K sont respectivement la sorptivité capillaire et la conductivité hydraulique ; θ0
et θn les teneurs en eau volumiques après et avant essai à la pression ho ; b est une
50
constante qui peut prendre la valeur de moyenne de 0.55 (White et Sully, 1987 ;
Smettem et Clothier, 1989 ; Warrick et Broadbridge, 1992).
Une échelle de longueur microscopique qui définit une taille des rayons de pores
hydrauliquement fonctionnels, c'est à dire des pores sollicités à la pression imposée, est
calculée par (White et Sully, 1987) :
λm =
σ
λc ρ w g
II.6
où σ est la tension superficielle de l'eau (73 mN m-1) ; ρw, la masse volumique de l'eau
(g cm-3) ; g, la constante de gravité (N m-1) ; λc la longueur d'échelle macroscopique
(µm)
Un coefficient qui leur est fortement associé, permet de relier l'occurrence
relative des effets capillaires et gravitaires et la taille des pores hydrauliquement
fonctionnels. Il s'agit du paramètre A, définit tel que :
A=
1
II.7
λc
II.2.4. Minéralisation, nitrification et dénitrification du sol
Les résultats des mesures in situ ont montré que les pertes de nitrate par
lixiviation ont été plus importantes que les 170 kg N ha-1 appliqués sous forme
d’engrais à la surface du sol (voir chapitre paragraphe II.1.2) ; cela peut donner une idée
de l’importance des processus de minéralisation, ammonification et nitrification du sol
dans les premiers 50 centimètres du profil (Viramontes et al., 2006). Concernant les
expériences en colonnes, il est important de savoir s’il existe des apports ou des pertes
d’azote pendant le temps des expériences, c’est la raison pour laquelle nous avons
mesuré le taux de minéralisation et de dénitrification du sol.
Le taux de minéralisation de l’azote a été obtenu par incubation du sol à 25°C
pendant 30 jours sous condition d’humidité contrôlée à la capacité au champ, d’après la
procédure de Matus et Maire (2000). L’azote minéral (N-NO3- et N-NH4+) est extrait par
une solution KCl à 1M, puis la solution est centrifugée et filtrée. Dans une première
étape, l’azote ammoniacal est retiré du sol par distillation. Les nitrates présents sont par
la suite transformés en azote ammoniacal par réaction avec un alliage Devarda, puis
distillés pour ainsi mesurer l'azote transformé et déterminer la quantité de nitrate présent
dans le sol. Trois répétitions par échantillon de sol ont été étudiées. Le taux de
minéralisation d’azote journalier a été estimé par la différence entre la concentration en
azote minéral mesurée au début et à la fin de la période d’incubation, divisée par 30
jours.
Le potentiel de dénitrification a été déterminé d’après la procédure de VivancoEstrada et al. (2001). Le sol a été incubé à 35°C avec une humidité contrôlée de 33% au
dessus de la capacité au champ pour assurer l’anaérobiose. Les échantillonnages de gaz
pour la mesure du N2O émis ont été effectués à 0, 3 et 18 jours. La concentration de
N2O a été mesurée par chromatographie avec un chromatographe à gaz Hewlett
51
Packard, série 5880. Le taux de dénitrification a été estimé comme la pente de la courbe
de la concentration de N2O en fonction du temps.
II.2.5. Capacité d’adsorption des anions par le sol
L’adsorption des anions sur le terrain se passe dans des conditions complètement
différentes aux conditions contrôlées du laboratoire, comme par exemple la relation
sol:solution et la façon de mettre en contact les deux phases, liquide et solide. Il semble
donc nécessaire d’évaluer la capacité réelle d’adsorption des anions du sol, c’est-à-dire,
en se rapprochant au maximum des conditions réelles du terrain. Ainsi, l’analyse de
l’adsorption du nitrate a été étudiée en colonnes de sol.
La connaissance du type d’isotherme d’adsorption est importante pour modéliser
le transfert des solutés à travers les colonnes de sol. Des expériences en batch ont été
effectuées afin de déterminer les isothermes d’adsorption pour le nitrate et le chlore
dans le sol. Nous avons considéré les mêmes profondeurs que celles étudiées dans les
expériences en colonnes.
L'adsorption du nitrate a été documentée par Parks (1965), et Uehara et Gillman
(1981), qui mentionnent que le nitrate et le chlorure sont adsorbés de manière non
spécifique en surface par attraction électrostatique, de là l'intérêt de mesurer la charge
superficielle du sol. En collaboration avec le Laboratoire de Chimie des Matériaux, de
la Faculté de Chimie et Biologie de l’Université de Santiago du Chili, la charge
superficielle du sol et le point de charge nulle ont été déterminés lors de mon séjour en
octobre 2005.
En considérant que les paramètres de pH et de concentration de la solution de sol
ont une influence très importante sur la capacité d’adsorption d’un sol à charge variable
comme le sol de la Loma, l’analyse de la capacité d’adsorption sera effectuée pour un
intervalle de concentrations choisi et au pH du sol.
II.2.5.1 Les expériences batch
Tout d’abord nous avons estimé le rapport de la masse de sol sur le volume de
solution et le temps pour atteindre les équilibres les plus appropriés d’après la procédure
de Roy et al. (1991). Ensuite, les différentes concentrations ont été choisies pour les
expériences d’adsorption en batch pour le sol aux différentes profondeurs étudiées. Pour
toutes les expériences, le sol humide a été utilisé, afin de ne pas modifier les propriétés
d’adsorption du sol.
Relation masse de sol:volume de solution
Pour trouver le ratio adéquat de la masse de sol sur le volume de solution, les
relations 1:2, 1:4, 1:8 et 1:100 proposées dans la bibliographie (Roy et al., 1991) ont été
essayées. L'expérience a été faite en utilisant le sol à la profondeur 30 cm et la
concentration de 8 mM de nitrate. La procédure est la suivante :
Dans des fioles en plastique de 250 mL de capacité, les masses de sol humide
correspondantes à chaque relation testée ont été pesées et la quantité nécessaire de
solution de nitrate a été ajoutée a chaque fiole pour obtenir les relations 1:2, 1:4, 1:8 et
52
1:100 (g de sol sec:mL de solution). Une attention spéciale a été portée dans la
préparation de la solution pour que celle-ci ait une concentration telle qu’en considérant
l'eau du sol, la concentration finale du soluté soit de 8 mM. Les tubes ont été agités
pendant 24 heures à 40 tours par minute (tpm) dans un agitateur vertical type « end over
end ». Après la période d'agitation, les échantillons ont été centrifugés, le pH et la
concentration de nitrate ou de chlore ont été mesurés dans le surnageant. Le pourcentage
de soluté adsorbé a été calculé à partir de la formule suivante:
%soluté adsorbé dans le sol= [(Co - Cr)/Co]*100
où :
(II.8)
Co = concentration initiale du soluté (déterminée analytiquement) (mM L-1)
Cr = concentration du soluté dans le surnageant après avoir été en contact avec
le sol (à l'équilibre) (mM L-1)
Pour estimer le temps d’équilibre, Roy et al. (1991) conseillent de choisir la
relation sol : solution avec laquelle un pourcentage de soluté adsorbé entre 10 et 30%
est obtenu. Dans notre cas les relations 1:2, 1:4 et 1:8 sont tombés dans ce cas avec des
pourcentages de soluté adsorbé compris entre 20 et 35%. Dans ce cas, Roy et al. (1991)
conseillent de choisir la relation la moins diluée, soit 1:2.
Le temps d’équilibre
D’après le résultat obtenue dans le paragraphe précédent, le rapport 1:2
(sol:solution) a été choisi, la procédure suivie pour estimer le temps d’équilibre est la
suivante :
Préparer les fioles en suivant la procédure indiquée précédemment pour la
relation 1:2. On ajoute une goutte de chloroforme à chaque fiole pour inhiber l'action
bactérienne. Les fioles sont agitées dans un agitateur vertical type « end over end » à 40
tpm. Les fioles sont retirées au fur et à mesure que passe le temps d’agitation indiqué
pour chaque fiole. On sépare les phases par centrifugation et on détermine le pH et la
concentration dans la phase liquide. Le changement de concentration de nitrate est
estimé dans chacun des intervalles de temps considéré : 10 minutes, 5, 10, 22, 24, 26 et
48 heures, en utilisant l’équation suivante :
(II.9)
%∆C = [(Co-Ct)/Co] * 100
où :
%∆C = pourcentage de changement
= concentration du soluté au début de l’expérience (mM L-1)
Co
= concentration du soluté après chaque intervalle d’agitation
Ct
(mML-1)
Le temps d'équilibre est le temps minimum nécessaire pour établit un taux de
changement de la concentration du soluté égal ou inférieur à 5% par intervalle de 24
heures.
Les isothermes d’adsorption
D’après les résultats obtenus dans les paragraphes précédents, le ratio utilisé a
été de 1:2 (g de sol sec: mL de solution) et un temps d’équilibre de 24 heures. Le sol a
53
été utilisé humide pour ne pas modifier les propriétés d’adsorption du sol, il a déjà
précisé précédemment (chapitre I paragraphe I.2.2) que les propriétés des andosols sont
affectés de façon irréversible par le séchage. La teneur en eau de chaque échantillon de
sol est connue.
Pour l'obtention de données nécessaires pour la construction des isothermes
d'adsorption, la procédure suivante a été suivie:
Dans des tubes en plastique de 100 mL de capacité, 15 g de sol a été pesé (équivalent en
poids sec) et la quantité nécessaire de solution de nitrate ou chlore a été ajoutée pour
obtenir une relation finale de 1:2 (g de sol sec:mL de solution). Une attention spéciale a
été portée dans la préparation de la solution pour que celle-ci ait une concentration telle
qu’en considérant l'eau du sol, la concentration finale du soluté était celle souhaitée. Les
concentrations des solutés considérées sont : 4, 8, 12, 16 et 20 mM. Les tubes ont été
agités pendant 24 heures à 40 tpm dans un agitateur type « end over end ». Des blancs
ont également été analysés : la solution seule pour déterminer s’il existait des
changements de la concentration pendant l'agitation, et le sol mélangé à une solution de
concentration nulle en nitrate ou chlore pour déterminer s’il se produisait une désorption
du soluté étudié à partir du sol. Après la période d'agitation, les échantillons ont été
centrifugés, le pH et la concentration de nitrate ou de chlore ont été mesurés dans le
surnageant. Les mêmes expériences batch ont été effectuées avec du sol brut (tamisé) et
avec du sol où la matière organique a été enlevée par oxydation avec des lavages
successifs de H2O2 à 30%.
Pour calculer la quantité de soluté adsorbée par masse de sol sec, nous avons
utilisé la formule suivante:
Ss = [(Co - Cr)*V]/m
(II.10)
où :
Ss = quantité de soluté adsorbée par masse de sol sec (mM kg-1 sol)
m = masse du sol sec (kg)
Co = concentration initiale du soluté (déterminée analytiquement) (mM L-1)
Cr = concentration du soluté dans le surnageant après avoir été en contact avec le sol
(à l'équilibre) (mM L-1)
V = volume de la solution de soluté ajouté (L)
Le protocole expérimental pour les expériences batch a été le suivant : nous
avons considéré les mêmes profondeurs que pour les colonnes : 5 cm, 30 cm et 80 cm.
Pour chaque horizon, nous avons obtenu des isothermes d’adsorption dans les cas
suivants :
Cas 1. Isotherme d’adsorption du nitrate dans le sol brut
Cas 2. Isotherme d’adsorption du nitrate en compétition avec le chlorure dans le sol brut
Cas 3. Isotherme d’adsorption du chlorure en compétition avec le nitrate dans le sol
brut
Cas 4. Isotherme d’adsorption du nitrate dans le sol sans matière organique
L’objectif du cas 1 est de connaître l’isotherme d’adsorption du nitrate dans le
sol de la Loma. Pour les cas 2 et 3, nous nous sommes intéressés à l’effet de la présence
du chlorure sur l’adsorption du nitrate dans le sol. Pour le dernier cas nous nous sommes
54
intéressés à analyser le comportement de l’adsorption du nitrate dans un sol sans
matière organique, c’est-à-dire, dans un sol avec une capacité d’adsorption anionique
produite uniquement par les éléments amorphes, en grande majorité des allophanes.
II.2.5.2 Charge superficielle du sol
La charge superficielle du sol a été déterminée par migration électrophorétique
en suivant la méthodologie proposée par Escudey et Galindo (1983), mise au point pour
des sols volcaniques. La détermination de la charge du sol par une méthode physique
comme la migration électrophorétique, reflète la composition superficielle externe des
particules, et est par conséquent une méthode adéquate pour étudier les phénomènes
physico-chimiques qui surviennent lors d’un changement de la composition
superficielle (Escudey et al, 1985). De cette manière, il est possible d'évaluer l'effet que
des variations de concentration et de pH ont sur l'adsorption d'un soluté par le sol. Un
paramètre adéquat pour caractériser la charge superficielle est donc le pH auquel cette
charge est nulle. Du au fait que la détermination de ce pH est faite avec des mesures
électrocinétiques, il est désigné comme Point Isoélectrique (PIE).
La procédure suivie est la suivante : l'échantillon de sol a été soumis à
l’application de l’énergie ultrasonique pour obtenir des particules de l'ordre de 2 µm. Le
ratio sol:solution utilisé est de 5 mg de sol par 100 ml de solution. Les électrolytes
utilisés sont KCl et KNO3 aux concentrations 10-2, 10-3 et 10-4 M. Le pH de la solution a
été ajusté avec HCl ou HNO3 10-2 M et KOH à la concentration 10-2 M. Les mesures ont
été réalisées à partir du pH en équilibre de la suspension de l'échantillon de sol dans la
solution d'intérêt, vers une valeur de pH autour 3. La détermination expérimentale a été
faite grâce à un Zeta-mètre ZM-77 pourvu d'un système de transfert automatique de
l'échantillon. L'équipement est composé principalement d’un microscope optique et
d’une cellule avec une cathode Pt-Ir (Platine-Iridium) et une anode cylindrique de Mo
(Molybdène). La vitesse de migration a été mesurée à 25°C, la valeur moyenne de trois
répétitions a été calculée. L'équation de Helmoholtz-Smoluchowski (Hunter, 1981) est
utilisée pour transformer les données de vitesse de migration à des valeurs de potentiel
Zeta. Le point isoélectrique du sol a été obtenu à partir de la courbe du potentiel Zeta en
fonction du pH
Les expériences avec les deux électrolytes KCl et KNO3 à trois forces ioniques
10 , 10-3 et 10-4 M ont été réalisées pour chacune des trois profondeurs étudiées. Nous
avons utilisé les mêmes échantillons de sol que ceux utilisés dans les expériences en
batch.
-2
II.2.5.3 Transfert en colonnes de laboratoire
Prélèvement du sol pour les expériences en colonnes
Pour l'étude du transfert des solutés dans le sol, deux types de colonnes ont été
considérés : des colonnes de sol intact et des colonnes de sol remanié. Les colonnes de
sol intact ont été prélevées sur le site d’étude, un tube de PVC de 30 cm de longueur et
5 cm de diamètre interne biseauté au bas a été soigneusement poussé dans le sol jusqu'à
son remplissage, en quittant petit à petit le sol à l’extérieur de la colonne pour une
meilleure pénétration. Les colonnes ont été prélevées à quatre profondeurs différentes :
5, 30, 55 et 80 cm. La profondeur à 5 cm correspond à l’horizon de surface (affecté pour
55
le labour et riche en matière organique), tandis que les profondeurs 30, 55 et 80 cm ont
une structure qui n’a pas été affectée par le labour et correspondent aux horizons
pédologiques riches en matériaux amorphes. Les extrémités des tubes ont été
recouvertes de suite après le prélèvement pour éviter la perte d'humidité pendant le
transport et avant son stockage à 4°C. Toutes les colonnes ont été prélevées sur une
surface d'un mètre carré, en sortant d’abord les colonnes en surface, en excavant le sol
jusqu’à la prochaine profondeur voulue, et ainsi de suite jusqu'à arriver à 80 cm et
prendre la dernière série de colonnes.
Pour les colonnes de sol remanié, des échantillons de sol ont été collectés au
même endroit que les colonnes précédentes. Le sol a été passé au tamis à 2 mm en
humide, ce processus étant nécessaire pour s’assurer de l’uniformité des tailles des
particules entre chaque colonne et de la structure du sol. La taille de 2 mm a été choisie
parce que c’est la fraction fine de sol à laquelle sont effectuées les analyses chimiques
de caractérisation du sol : de cette manière les résultats dérivant des expériences en
colonnes peuvent être comparés aux propriétés chimiques du sol. Le sol tamisé est
ensuite séché à l’air à la température ambiante pendant 36 heures à fin de baisser son
humidité et de l’homogénéiser. Ce dernier processus s’est avéré nécessaire pour mettre
en route les expériences d’infiltration. Lors des premiers essais, le sol était trop humide,
et le sol s’est rapidement saturé et la structure du sol en surface de la colonne s’est
obstruée. Les colonnes utilisées sont de type commercial (Pharmacia Fine Chemicals,
modèle SR25). Il s’agit de tubes en verre, d’un diamètre intérieur de 2.5 cm et de 25 cm
de longueur. La colonne dispose de deux adaptateurs pour les extrémités, pourvus d’une
grille fine pour distribuer le flux d’eau de façon uniforme sur la surface du sol et relier
la colonne à la pompe à l’entrée et au collecteur de soluté en sortie.
Plusieurs tentatives ont été effectuées pour remplir le tube en verre de sol de
façon uniforme, avant d’établir un protocole qui permet d'obtenir de manière répétitive
la même densité apparente homogène tout au long de la colonne et semblable aux
valeurs in situ (< 0.9 g cm-3). Basé sur la technique reportée par Pallud (2000) pour le
remplissage des colonnes, le protocole consiste à ajouter dans le tube en verre des
quantités constantes de sol équivalentes à 3 cm de longueur. Pour chaque apport, le sol
est compacté avec un bâton en bois d’un kg en donnant 50 coups légers jusqu’à
atteindre la hauteur de sol correspondante au poids ajouté.
Sélection du traceur inerte
Un traceur inerte est une molécule qui ne réagit pas avec la matrice solide, qui ne
se dégrade pas et qui peut être quantifié de manière relativement facile dans la solution
à la sortie de la colonne. L'utilisation d'un traceur inerte ou non interactif et conservatif
est indispensable pour la détermination des paramètres hydrodispersifs du sol. Ils
existent deux groupes de traceurs : les traceurs anioniques et les traceurs isotopiques.
Les premiers sont les plus utilisés parce qu’ils fonctionnent bien dans la majorité des
sols et leur analyse est facile et bon marché.
En travaillant avec un sol à charge variable, l'utilisation d'un traceur anionique
est inadéquate pour deux raisons : la première c’est que le sol a la capacité de retenir
tant les anions que les cations, ce qui élimine le caractère inerte d’un anion.
Deuxièmement, tout anion qui entre dans le système entre en compétition avec l’anion
56
étudié (ici le nitrate) pour les sites d’échange du sol, si les deux sont injectés
conjointement.
Nous avons donc utilisé un traceur isotopique, les options étaient l’oxygène 18 et
le tritium. L’analyse en solution de ce dernier est plus facile et plus économique,
toutefois, son utilisation exige des installations spéciales, par conséquent, nous avons
utilisé l'oxygène 18 (H218O).
Ajustement de la force ionique
Les Andosols sont caractérisés par la présence de charges variables qui
dépendent du pH et de la force ionique de la solution de base (Chapitre I). C’est la
raison pour laquelle il est indispensable de s’assurer que les conditions de chacune des
expériences d'adsorption effectuées ne provoquent pas de changement d'état des solutés
ni de changement de la charge du sol. Pour éviter une telle situation, la solution de sol
prélevée in situ a été reconstituée avec la même concentration en cations. Cette solution
sera nommée dans la suite "solution de sol reconstituée". La solution de sol
reconstituée a été préparée en mélangeant CaCl2, MgCl2 et KCl aux concentrations de
0.614, 0.048 et 0.097 mM respectivement. La solution de sol reconstituée a été utilisée
comme base pour préparer la solution anionique du créneau : nitrate-bromure et nitratechlorure, qui sera mis en contact avec le sol dans les colonnes.
Dispositif expérimental
La figure II-8 montre le dispositif expérimental utilisé dans les expériences de
transfert en colonnes de sol. Au moment de lancer l'expérience, des bouchons
(Amersham Biosciences, model XK 50/20) ont été placés sur chaque extrémité de la
colonne. La colonne est orientée verticalement, elle est alimentée en entrée par la partie
supérieure avec un flux constant grâce à une pompe péristaltique marque Gilson modèle
307. Grâce à l’utilisation d’une deuxième pompe reliée à la sortie de la colonne réglée
au même débit, il a été possible de travailler en régime permanent (flux et teneur en eau
constants) et en condition de non saturation, la teneur en eau du sol de la colonne en
régime permanent étant inférieure à la teneur en eau à saturation (θ<θs). Au début de
l'expérience, la colonne a été alimentée avec la solution de sol reconstituée (durant au
moins deux volumes de pore) jusqu'à atteindre une conductivité électrique constante de
la solution en sortie. A ce moment là, le mélange de l’oxygène 18 et du soluté étudié est
injecté pendant une période de temps déterminé. A la fin de l’injection de ce créneau, la
solution de sol reconstituée est à nouveau injectée pendant le temps nécessaire pour
pousser le créneau hors de la colonne, ce qui se manifeste par une conductivité
électrique constante à la sortie de la colonne.
En plus de la conductivité électrique, sont mesurés dans la solution à la sortie de
la colonne, la température et le pH, grâce à un conductivimètre en ligne de la marque
Amerscham Biosciences (code 18-1500-00). La solution arrive enfin à un collecteur
automatique de fractions (marque Gilson modèle FC203B), programmé pour
échantillonner un volume de 5 ml par tube. Dans le cas des échantillons pour la
détermination de l’oxygène 18, ceux-ci sont collectés dans des tubes de 2 ml de capacité
et fermés immédiatement après leur remplissage. Tous les échantillons collectés sont
57
conservés à 4°C jusqu'à leur analyse. Les concentrations du créneau du traceur d'eau ont
été de 34.1, 85 et 310 δ18OVSMOW.
Figure II-8. Dispositif expérimental.
Outils analytiques
Analyses chimiques
L’azote minéral (N-NO3- et N-NH4+) est extrait par une solution KCl à 1M, puis
la solution est centrifugée et filtrée. L’azote ammoniacal est extrait du sol par
distillation en présence de MgO. Les nitrates présents sont par la suite transformés en
azote ammoniacal par réaction avec un alliage Devarda, puis distillés pour ainsi mesurer
l'azote transformé et déterminer la quantité de nitrate présent dans le sol.
Dosage des anions et des cations dans la solution à la sortie de la colonne
Le nitrate a été estimé avec la méthode colorimétrique avec de l’acide
salicylique (Robarge et al., 1983). Le chlorure a été estimée par titration avec du
AgNO3 (AOAC, 1980).
Les cations Ca2+, Mg2+ ont été déterminés par spectroscopie à adsorption
atomique, tandis que le K+ a été déterminé par spectroscopie à émission atomique, avec
un équipement SpectrAA 220 Varian.
Le dosage de l’18O est effectué avec un spectromètre de masse isotopique. Les
analyses ont été réalisées au Laboratoire de Géochimie Isotopique de l’UNAM
(Mexico).
Estimation des paramètres hydrodispersifs et de sorption
Les courbes de sortie expérimentales ont été simulées par modélisation inverse
avec le logiciel CXTFIT (Parker et van Genuchten, 1984; Toride et al., 1999) qui utilise
la solution analytique de l'équation de transport de convection – dispersion (CDE), pour
un flux monodirectionnel. Il est possible de simuler la présence d’eau immobile, avec
58
un taux d’échange entre les régions mobile et immobile d’eau ainsi que l’adsorption
linéaire de solutés réactifs (voir chapitre I.4.3.2). En utilisant les données
expérimentales obtenues grâce aux expériences de transfert du traceur d'eau, le modèle
permet d'estimer, par modélisation inverse, les valeurs des paramètres du coefficient de
dispersion hydrodynamique (Ds), la fraction d'eau mobile (f), et le coefficient d'échange
entre les deux phases (α), en fixant le retard égal à 1 (soluté inerte). Ensuite, les
paramètres Ds et f sont fixés, et en utilisant les données expérimentales obtenues des
expériences de transfert des solutés réactifs, le modèle permet d’estimer le coefficient
de retard et le paramètre β (coefficient de partition adimensionnel, « dimensionless
partitioning coefficient »).
II.3 Conclusions
Mexico est une grande ville avec plus de 20 millions d’habitants et les besoins
en eau potable augmentent chaque jour. Actuellement, 15% de l’eau potable de la ville
provient du système Cutzamala, dont le bassin Valle de Bravo est le plus important des
cinq réservoirs qui le composent. Les sols du bassin sont d’origine volcanique.
L’agriculture et les activités touristiques sont les activités économiques les plus
importantes du bassin. 54% de la surface du bassin de Valle de Bravo est sous forêt,
l’agriculture occupe la seconde place pou l’usage du sol avec 30%. Cependant, cette
tendance s’inverse au détriment de la forêt au fur et à mesure que les besoins
alimentaires augmentent, en effet, de 1993 à 2000, la diminution de la surface de la forêt
dans le bassin a été de 10% (SEMARNAT, 2003). En ce qui concerne les activités
touristiques du bassin, la ville de Valle de Bravo est très touristique, surtout pour son lac
qui est un des lacs les plus visités par les habitants de Mexico, et la plupart de ses eaux
usées sont directement déversées dans le lac. Ainsi, les changements d’usage du sol et
les activités touristiques du bassin ont des conséquences sur les propriétés du sol ainsi
que sur la pollution des ressources en eau par des engrais et des polluants domestiques.
Dans ce travail nous avons étudié les sols du bassin élémentaire de « la Loma ».
Ce petit bassin (50 ha) a été choisi pour étudier les processus hydrodynamiques
prépondérants dans cette région volcanique et les transferts d’eau, de sédiments et de
nutriments susceptibles d’arriver au lac de Valle de Bravo. En effet, le sous-bassin de la
Loma est représentatif des conditions climatologiques et d’usage du sol du grand bassin.
Nous rappelons que l’objectif principal de la thèse est de comprendre les
mécanismes de transfert d’eau et de solutés dans le sol volcanique de la Loma. La
caractérisation du sol comme substrat est donc très importante. Dans ce chapitre nous
avons présenté les différentes méthodes utilisées pour caractériser physiquement,
chimiquement et minéralogiquement le sol de la Loma. Ces méthodes sont spécialement
adaptées aux sols volcaniques à charge variable : par exemple une attention particulière
doit être portée à l’humidité du sol au moment de réaliser les différentes analyses, afin
de ne pas changer les propriétés d’adsorption du sol. Il a été précisé dans le chapitre I
que les propriétés physiques et chimiques des andosols sont affectées de façon
irréversible par le séchage. De plus, il faut faire attention aux paramètres de
concentration et pH de la solution au moment d’analyser la capacité d’adsorption du sol.
La détermination des différentes caractéristiques du sol va également permettre
de classifier le sol étudié dans les systèmes internationaux de classifications des sols. La
détermination des minéraux primaires et secondaires dans les deux profils étudiés,
59
chacun sous un des principaux usages du sol du bassin de la Loma, permet d’identifier
les processus pédo-génétiques dans chaque profil, et finalement de mettre en évidence
les effets du changement d’usage du sol sur ses propriétés.
Dans ce chapitre nous avons aussi présenté les méthodologies pour étudier la
capacité d’adsorption du sol. Ainsi, l’analyse de la capacité d’adsorption grâce à des
expériences en batch permettra d’obtenir l’isotherme d’adsorption du nitrate dans le sol
de la Loma. L’analyse par migration electrophoretique va mettre en évidence le
caractère de charge variable du sol de la Loma, et à partir de cette technique nous allons
connaître l’effet de la concentration du soluté étudié et du pH de la solution sur la
capacité d’adsorption superficielle du sol. D'autre part, l'analyse de la capacité
d'adsorption en utilisant des colonnes de sol va permettre de se rapprocher au maximum
des conditions réelles du terrain : en plus des propriétés chimiques et minéralogiques du
sol, l’effet de la structure du sol sur le mouvement de solutés sera analysée. A cet effet,
des expériences d’infiltrometrie effectuées in situ sont effectuées pour déterminer les
propriétés hydrodynamiques du sol.
60
Chapitre III
III. LE SOL DE LA LOMA
III.1 Introduction
L’étude du mouvement de l’eau et du transfert de nitrate dans le sol de la Loma
requiert la caractérisation du sol comme substrat. Comme il a été précisé dans le
chapitre I, le sol est un milieu triphasique : solide, liquide et gazeux. Dans ce chapitre la
phase solide, qui est constituée de particules minérales et organiques est analysée.
L’analyse de la phase solide va également nous donner une idée de la fraction poreuse
du sol qui peut être occupée par les phases liquides et gazeuses.
L’analyse du sol va porter sur deux aspects. Le premier aspect est la
caractérisation du substrat dans lequel a été étudié le mouvement de l’eau et du nitrate
dans cette thèse. Pour cela, un profil de sol a été excavé et analysé sur la parcelle
agricole (culture de maïs) où les colonnes de sols ont été prélevées. L’analyse des
paramètres des différents horizons du profil (texture, caractéristiques
macromorphologiques et micromorphologiques) va permettre d’expliquer les processus
de transport d’eau dans les colonnes de sol intact (chapitre V). Les caractéristiques
chimiques et minéralogiques du sol vont jouer sur la capacité d’adsorption des solutés
dans le sol, facteur important pour étudier le mouvement du nitrate dans le sol.
Le deuxième aspect est l’étude de l’effet des activités agricoles sur les propriétés
du sol. Pour cela, nous avons comparé un profil sous maïs avec un profil sous forêt
(végétation naturelle du site). Pour réaliser la comparaison entre les profils, nous avons
choisi deux sites séparés d’une distance de 150 m seulement, sur une même ligne
topographique, avec une variation d’altitude de 35 m. L'hypothèse est que le sol des
deux profils ont la même origine au niveau du matériau parental et les mêmes
conditions environnementales. Ils ont donc les mêmes caractéristiques de genèse et
d’évolution. De cette manière, les différences observées lors de la comparaison des
profils sont dues presque exclusivement au changement d'usage du sol.
En utilisant les outils d’analyse présentés au chapitre II, le sol des deux profils a
été caractérisé physiquement, chimiquement et minéralogiquement. Ensuite, la
classification du sol d’après les critères internationaux a pu être réalisée.
Comme il a été précisé dans le chapitre II, les propriétés particulières des
Andosols rendent quelques analyses en laboratoire imprécises (texture et courbe de
rétention en eau du sol). De plus, pour mieux comprendre les résultats obtenus au
laboratoire, concernant des paramètres du sol reliés aux propriétés de charge comme la
teneur en matière organique, l’analyse du fonctionnement du milieu devient nécessaire.
Pour cela les mesures de la teneur en eau et les flux de carbone organique à différentes
profondeurs du profil seront mises en rapport avec les résultats du laboratoire.
Le premier objectif du chapitre est la caractérisation du sol de la Loma qui nous
permettra une meilleure compréhension des processus de mouvement d’eau et de nitrate
dans ce sol. Une attention particulière a été portée à l’analyse de la structure, de la
61
texture et de la minéralogie du sol. Le deuxième objectif du chapitre est d’évaluer
l’impact de la végétation, de l’usage du sol et de la topographie sur la genèse et les
caractéristiques actuelles du sol. Pour cela, une comparaison avec un deuxième profil de
sol sous forêt, en amont de la parcelle agricole, a été réalisée.
III.2 Résultats
III.2.1 Article soumis le 08/03/06 à Geoderma, il est en cours de revision.
62
Characterization, classification and functioning of two profiles under different
land uses in a volcanic soil sequence in Central Mexico
B. Prado1*, C. Duwig1, C. Hidalgo2, D. Gómez3, C. Prat4, J. D. Etchevers2 and M.
Esteves4
1
IRD, c/o Colegio de Postgraduados, Laboratorio de Fertilidad de Suelo, CP 56230
Montecillo, México.
2
Colegio de Postgraduados, Campus Montecillo, Laboratorio de Fertilidad de Suelo,
CP 56230 Montecillo, México.
3
Departamento de Suelos, Universidad Autónoma de Chapingo, Chapingo, México
4
IRD, Laboratoire d’étude des Transferts en Hydrologie et Environnement, BP 53,
38041 Grenoble Cedex 9, France
Keywords: Andosol, Cambisol, land use, soil mineralogy, Mexican Volcanic Belt
*
Corresponding author.
E-mail address : [email protected] (B. Prado)
Abstract
In the Trans-Mexican Volcanic Belt, two profiles, one under maize and the other one
under forest, were studied along a toposequence, in order to assess the consequences of
vegetation, land use, and topography on soil genesis and current characteristics. A series
of techniques including physical, chemical, micromorphological, XRD, TEM, infra-red
analysis on disturbed and intact soil samples were used. The soils from both profiles
derived from andesitic volcanic parent material but with different characteristics:
volcanic ash for the maize profile, and volcanic breccia for the forest profile. The
original vegetation was pine woods for both sites. Although the distance between the
two soil profiles is short (150 m), the soils could not be classified in the same order. The
soil from the maize profile is classified as Andosol whereas the forest one corresponds
to a Cambisol (FAO-ISRIC-ISSS, 1998). Discrepancies in parent material, land use,
topography and weathering of the primary rock-forming minerals explain the marked
differences in the physical, chemical and mineralogical characteristics between the two
profiles.
1. Introduction
Soils derived from volcanic products cover about 0.84 % of the world land surface
(Takahashi and Shoji, 2002) and 1.2% of Mexico’s territory (INEGI, 1999), although
they generally are located in regions that hold high population density (Leamy, 1984).
Volcanic soils represent an important resource for agriculture in various world regions
due to their unique properties, placing them among the most productive soils in the
world. The presence of amorphous materials in these soils gives them distinctive
properties, such as a low bulk density, high organic matter content, high porosity and
63
high water retention capacity, all of them favourable for root development and plant
growth.
Most soils found along the Trans-Mexican Volcanic Belt derive from volcanic materials
(Aguilera, 1963). Numerous studies on soil classifications were completed in this
region (Aguilera, 1963; Cortés, 1966; Valera, 1993). However, according to Alcalá
(2003), most of these studies do not explain clearly the procedures followed to classify
the soils, and must be updated according to the modifications made in the international
standards for soil classification (FAO-ISRIC-ISSS, 1998; Soil Survey Staff, 1999).
The effects of environmental conditions at the site on soil characteristics were studied
by Cruz and Campos (1997). These authors studied six profiles on the southeast hillside
of the Cofre de Perote volcano, each at different altitude and climate conditions. The
authors concluded that tropical climate condition and the high soil acidity intensify the
weathering of original materials. Soil properties from the same region (Werner, 1985;
Hidalgo et al., 1986; Cruz-Huerta and Geissert, 2000; Campos-Cascaredo et al., 2001)
were also studied over the last 20 years. However, only a few ones mention the effect of
land use changes and environmental conditions on soil properties.
Mexico City is a growing city of more than 20 million inhabitants and water needs
increase daily. Currently 15% of the drinking water used in the city comes from the
Cutzamala System. Five reservoir lakes form this system, being Valle de Bravo the
most important one. In the last 50 years, agricultural activities in the Valle de Bravo
watershed became more intensive, invading forest areas and modifying soil properties.
An elementary watershed called la Loma, of 53 ha surface, was instrumented to study
the effects of current agricultural practices on water availability and quality. A
toposequence including natural forest and cultivated maize was studied within this
elementary watershed. The first objective of this study is to physically, chemically and
mineralogically characterise and classify two soil profiles of volcanic soils under the
two different land uses of this toposequence. The second objective is to evaluate the
effects of modifying land use, vegetation and topography on soil properties. The
hydrological processes occurring along the toposequence were considered.
2. Site description, materials and methods
2.1 The study site
The Valle de Bravo watershed is located within the Trans-Mexican Volcanic Belt, on
the western side of the State of Mexico (between 19°23’00” and 19°05’30” North, and
100°11’40” and 99°52’00” West) (Figure 1). It is characterised by the predominance of
volcanic rocks from the Cenozoic Era. Soils are deep and derive from volcanic ashes
and other volcanic materials. In some places, it is possible to observe deep dark and
organic horizons, typical of paleosols, which are buried horizons that also derive from
volcanic ashes.
Valle de Bravo, located in the Trans-Mexican Volcanic Belt, is part of the Balsas
hydrological region, within the Cutzamala river watershed. It has a catchment area of
63,473 km2 including an endorreic watershed. Valle de Bravo is formed by six subwatersheds: Amanalco, Molino Los Hoyos, Santa Mónica – Hierbabuena, San Diego –
64
Gonzáles, El Carrizal, and Las Flores. The elementary watershed “La Loma” is situated
in the Amanalco de Becerra municipality and is part of the sub-watershed Amanalco,
the latter providing 51% of the water to the Valle de Bravo Lake. It covers 53 ha, and its
altitude ranges from 2500 to 3100 m above sea level. This elementary watershed is
representative of the different environmental conditions and land uses in the Amanalco
watershed.
Figure 1. Location of the study area
2.2 Climate and vegetation
A tropical climate of altitude predominates in the site, the mean annual temperature
being 10.7 °C with a minimum monthly temperature of 3.1 °C in February, and a
maximum of 25.5 °C in April (data available from 1962 to 1992 by the nearby
Amanalco weather station). Mean annual precipitation is 1300 mm with most of the rain
falling between June and September, usually as storm events of less than 1 hour
duration (Figure 2). The mean potential annual evaporation is 1243 mm. The soil
moisture regime was estimated by the Newhall model (Wambeke et al., 1986), using the
same climatic data. Results show that the soil moisture regime is udic.
The main land uses are forest (46%) and agriculture (37%, mainly maize and wheat)
and the remaining is left as fallow. Natural vegetation in the study area is Pinus spp.,
Quercus spp. and Abies religiosa, Agave spp., Prunus serotina ssp. and Crataegus
mexicana. The herbaceous stratus is abundant and comprises species mainly from the
Asteraceae and Gramineae families.
65
Figure 2. Mean monthly climatic data at the study site
rain
Temperature
16
14
250
Monthly temperature (°C)
Monthly rainfall (mm
300
12
200
10
8
150
6
100
4
50
2
0
0
Jan Fev Mar Apr May June July Aug Sept Oct Nov Dec
2.3 General aspect of the soil toposequence
The toposequence is located on the northeast slope of the watershed. Soils were
characterised from two profiles along the toposequence, each under one of the two most
important land uses of the watershed. The distance between the two profiles is
approximately 150 m, with an altitude variation of 35 m. The first profile (maize) is
within a plot sawn with maize, having a slope of 28%, which has been under extensive
cropping during the last 40 years. The second one (forest) is under forest and natural
vegetation, the mean slope being 35 %. General features of the two profiles are given in
Table 1. Both sites are instrumented for water balance and erosion determination.
Table 1
Profiles site description
Localization
Slope
Erosion
Relief
Permeability
Land use
Field Humidity
North
West
Dry
Wet
Maize profile
19°16’48.6”
99°58’13.7”
28%
laminar type
Convex
High
Agricultural
from 0 to 15 cm
from 15 to 110 cm
Forest profile
19°16’37.5”
99°58’52.8”
35%
without erosion
concave
medium
forest
from 0 to 100 cm
2.4 Sampling and analyses
Soil profiles were described from 0 to 110 cm, and samples were taken from each
horizon for laboratory analysis. In both profiles, intact and oriented cores were also
sampled in plastic boxes measuring 10 x 5 x 3 cm3 to make thin layers for structure and
66
porosity analysis. To describe and characterise the profiles, the technique recommended
by Cuanalo (1990) was used. Part of each sample was kept at field moisture condition
and the remainder was air-dried and sieved at 2 mm. The texture was obtained on the
soil without organic matter by two methods: with a laser granulometer (Mastersizer,
Malvern Instruments) and the pipette method. Bulk density was measured from intact
cylindrical soil cores of 211 cm3, sampled from each horizon and dried at 105°C until
constant weight. To analyse soil structure and porosity in thin layers, the soil water of
the intact samples was replaced by acetone in a vacuum chamber without altering the
original structure. Samples were then impregnated with unsaturated polyester resin and
left to dry at air temperature during about 4 weeks. Once hardened, thin layers were cut
and polished to reach a 30 µm thickness (Murphy, 1986), and the soil sections were
observed with a petrography microscope. Soil pH was measured both in water and in 1
M KCl suspensions using a 1:2.5 w/v soil solution ratio. The pH in NaF was measured
in a suspension of 1g soil mixed with a 50mL 1 M NaF solution after 2 min stirring. The
exchangeable aluminum was extracted with a 1 M KCl solution and determined by
titration with NaOH 0.1 M. Total soil organic carbon (SOC) was analysed by dry
combustion (TOC-5050A Shimadzu). Exchangeable bases and the cation exchange
capacity at pH 7 were determined by the ammonium acetate method. The cations (Ca+2,
Mg+2, Na+ and K+) were removed by leaching with 1 M ammonium acetate (pH 7),
using a mechanical vacuum extractor, and analysed in the supernatant by atomic
adsorption spectroscopy (SpectrAA 220 Varian). Phosphate retention was determined
according to Blakemore et al. (1987). The water retention capacity was measured at 15
bar and 0.33 bar by the suction plate and the pressure plate methods respectively
(NOM-021-RECNAT, 2000).
Selective dissolutions of Al, Fe and Si compounds were carried out using three chemical
reactants to get the non-crystalline components. “Active” or short-range-order Al, Fe
and Si compounds (Alox, Feox, Siox) were extracted after shaking the soil with an
ammonium oxalate solution buffered at pH 3. To extract Fe and Al complexed with
organic matter compounds (Fep, Alp), the soil was shaken with a sodium pyrophosphate
solution (Blakemore et al., 1987). To extract “free” Fe and Al compounds (Fed, Ald), a
citrate dithionite solution was used (Mehra and Jackson, 1960). Concentrations of Fe,
Al and Si in supernatants were determined using an atomic absorption
spectrophotometer (SpectrAA 220 Varian). The allophane content was estimated
according to Parfitt (1990). To calculate ferrihydrite and iron oxide contents, equations
from Parfitt et al. (1988) and Gunjigake and Wada (1981) were used. X-ray diffraction
(XRD) analyses were performed on the soil fraction under 2 mm and under 2 µm sizes
to identify primary and secondary minerals, both without organic matter, and the last
with and without amorphous materials. Infrared (MIR) analyses in the fine fraction
without organic matter were performed with a spectrometer (Nicolet Nexus 470 FT-IR).
Non-crystalline and crystalline components were observed by using a transmission
electron microscopy (TEM), the observations were performed on a JEOL model 2010
instrument operating at 200kV.
The SOC concentration was analysed in runoff water and sediment loss at the outlet of
the maize plot during the 2003 raining season. Sediment loss was estimated by sampling
the runoff water and determining the sediment concentration in the samples. For each
runoff event, 4 to 5 runoff samples were used for SOC determination, half of each
sample was filtered so as to obtain the dissolved and particulate SOC in the runoff
water. For each runoff event, the average particulate SOC concentration was multiplied
67
by the total sediment loss to obtain the particulate SOC loss by runoff and erosion.
During each runoff event, and the average SOC concentration of two following samples
was multiplied by the flow during the time laps to obtain the dissolved SOC loss by
runoff.
3. Results and discussion
The main features of the two profiles, maize and forest, are presented in Table 1 and
Table 2, the main chemical properties in Table 3 and the mineralogy in Table 4.
3.1. Profile description
The profile under maize exhibits six horizons (Figure 3 and Table 2). It shows little
differentiation in soil texture, consistence or colour. The soil has a granular micro
(fluffy) structure with a subangular blocky macrostructure. Consistence varies from
very friable to friable with depth. The whole profile presents a dark yellowish colour in
humid. On the other hand, the forest profile is formed by five horizons, with marked
changes in soil texture, consistence and colour between each horizon. The two surface
horizons have a dark yellow colour while the deeper ones have a yellowish red colour.
Below 27 cm depth, the profile displays rocky fragments, from frequently to abundantly
with depth. The parent materials from both sites, although from the same nature
(igneous andesitic) are different in their physical structure. In the maize field, the parent
material is volcanic ash and in the forest site volcanic breccia. The original vegetation
of both sites was forest.
Figure 3. Main features of the maize and forest soil profiles
cm
0
20
Ap
A1
A1
A2
A2
Bw1
40
Bw2
A3
60
A4
80
110
Maize Profile
Bw3
A5
Forest Profile
68
Table 2
Horizons characteristics of both profiles
Depth
Horizon
Sand
Silt
Clay
ρd a
Color
-3
Cohesion
Roots
Boundary
b
c
d
1
3
3
3
3
5
d
d
d
d
d
1
2
3
4
4
s
s
s
s
(cm)
(%)
(g cm )
Moist
Maize profile
0-15
Ap
29
62
9
0.7
10YR 3/2
1
15-20
A1
45
50
5
0.7
10YR 3/2
1
20-45
A2
23
66
11
0.5
10YR 3/1
2
45-65
A3
25
66
9
0.5
10YR 3/1
3
65-85
A4
26
63
11
0.5
10YR 3/1
3
85-110
A5
22
68
10
0.5
10YR 3/1
3
Forest profile
0-5/10
A1
29
63
13
0.6
5YR2.5/1
2
5/10-10/15
A2
19
68
13
0.8
5YR2.5/2
2
10/15-27/37
Bw1
11
44
45
1.0
5YR 4/4
3
27/37-52/57
Bw2
10
48
42
1.1
5YR 3/4
4
52/57-95/100
Bw3
6
57
37
1.1
5YR 4/6
3
ρ
=
bulk
density
a d
1:very loose; 2:loose; 3:quite compact; 4:compact
b Cohesion
Roots
1:
abundant; 2: quite abundant, medium and fine; 3: present; 4: few; 5: very few
c
d: diffuse; s: sharp
d Boundary
69
Table 3
Main chemical properties of the soil profiles
pH
Depth
OC a
H2O NaF KCl
(cm)
(g kg-1)
Maize profile
0-15
54
5.5 11.1 5.1
15-20
53
6.1 11.2 5.8
20-45
56
6.2 11.2 5.8
45-65
53
6.3 11.2 5.9
65-85
47
6.3 11.4 5.9
85-110
51
6.5 11.4 6.0
Forest profile
0-10
55
6.1 10.9 5.4
10-15
39
6.2 10.9 5.5
15-37
13
6.2
9.9
5.5
37-57
8
6.3
9.6
5.4
57-100
4
6.6
9.6
5.5
Pret b
CEC c
(%)
(cmolc kg-1)
>90
>90
>90
>90
>90
>90
22.3
23.0
20.0
24.0
23.1
23.6
7.8
18.2
19.3
20.1
16.1
16
0.5
1.2
1.6
1.4
0.9
1.1
0.4
0.5
0.1
<10-4
<10-4
0.2
0.3
0.3
0.1
0.1
<10-4
0.1
0.08
0.07
0.05
0.05
0.05
0.05
>90
>90
85
82
82
21.8
19.6
11.5
12.1
12.1
6.6
6.4
4.5
5.0
4.7
0.9
0.9
0.7
0.7
0.5
0.5
0.7
0.7
1.2
1.3
<10-4
<10-4
<10-4
<10-4
<10-4
0.02
0.02
0.02
0.01
0.01
2+
Ca
OC = Organic Carbon
b Pret = Phosphate retention
c CEC = Cation exchange capacity
d EB = Exchangeable bases
3+
+
e EA = Exchangeable acidity (Al + H )
a
70
2+
EB d
+
Mg
K
(cmolc kg-1)
Na
+
EA e
(cmolc kg-1)
Table 4
Chemical selective dissolution of Al, Fe and Si and mineralogy of the soil samples
Depth of
Sampling (cm)
Maize profile
0-15
15-20
20-45
45-65
65-85
85-110
Forest profile
Alox+½Feox
(%)
Allophane a
(%)
Fed-Fep
(%)
Ferrihydrite b
(%)
Feox
(%)
Alox
(%)
Siox
(%)
Fed
(%)
Alox/Siox
Feox/Fed
AIc
6.6
7.4
7.0
7.5
6.8
7.9
18.5
23.1
22.5
25.5
26.0
27.7
0.8
0.4
0.4
0.7
0.5
0.5
3.2
2.0
1.8
2.6
2.7
2.1
1.9
1.2
1.0
1.6
1.6
1.3
5.7
6.8
6.4
6.7
6.0
7.2
3.1
3.8
3.7
4.3
4.3
4.6
2.3
3.1
2.8
2.1
3.1
2.4
1.8
1.8
1.7
1.6
1.4
1.6
0.3
0.3
0.3
0.3
0.2
0.3
32.6
74.1
32.2
45.2
38.1
43.9
0-10
10-15
15-37
37-57
57-100
6.3
5.6
0.9
0.6
0.6
14.8
16.8
n.d. d
n.d.
n.d.
n.d.
n.d.
1.4
1.4
n.d.
n.d.
n.d.
0.8
0.8
0.5
0.4
0.4
5.9
5.1
0.6
0.4
0.4
2.5
2.8
0.2
0.2
0.2
2.0
2.1
3.6
3.7
3.3
2.4
1.9
2.6
2.1
1.7
0.4
0.4
0.1
0.1
0.1
18.0
20.7
0.2
0.1
0.3
Allophane = 6 *Siox (Parfitt, 1990)
b Ferrihydrite = 1.7 * Feox (Childs et al., 1991)
c AI = Alteration index: ((Siox-Sid)/%clay)*100
d n.d. = Not determined
a
71
3.2. Texture
The whole maize profile has a silt loam texture. For classification purposes (FAOISRIC-ISSS, 1998), the texture presented in Table 2 was determined on the air dry
sieved soil by the pipette method, leading to an over and under-estimation of sand and
clay fractions respectively. In the case of Andosols, Nanzyo (2002) showed that drying
the soil leads to irreversible formation of aggregates from its colloidal fraction.
The laser diffraction with ultrasonic dispersion has shown to be more adapted to study
particle sizes of allophanic soils (Buurman et al., 1997). The particle size distribution of
the soil under maize estimated with this method (not shown) displays 26% clay, 70%
loam and 4% sand. Typical in Andosols, loam is the dominant fraction. The formation
of loamy particle-size micro-aggregates in Mexican Andosols and the difficulty to
disperse them have been reported by Etchevers et al. (1986).
The texture of the forest profile surface horizons is silt loam, changing to a texture
dominated by clay with depth. In deeper horizons, the soil water content is kept higher
even during the dry season, leading to greater weathering and in the end, to
accumulation of fine neo-formed materials (Porta-Castellanos et al., 2003). This profile
is very stony, the altered material comes almost exclusively from volcanic ashes and the
rock fragments appear nearly unaltered.
3.3. Micro-morphological properties and porosity
In the maize profile, the analysis of thin layers shows that the predominant structure is
subangular blocky, with a loose structure at the surface, becoming more massive and
homogeneous with depth. This shows the effect of soil ploughing which damages the
structure down to 20-25cm. Different pore types could be observed: pores of complex
packing, some cavities, holes and cracks along the whole profile. However, soil
ploughing also destroys pore connection at the soil surface, and the macroporosity is no
longer well connected. This largely affects water and solute movement in the soil, as
aggregate disposition and a better pore connectivity in deep layers support preferential
flow which can accelerate solute movement to the groundwater (Prado et al., 2006). On
the other hand, in the forest profile, the structure varies from subangular blocky at the
surface, to fluffy at 37 cm deep. Due to the abundance of rocks below this depth, it was
not possible to sample intact cores to elaborate thin layers.
3.4. Water retention characteristics
The ratio between available water content (0.33 bar water content – 15 bar water
content) and water content at 0.33 bar in the maize profile (29% to 50% according to
depth) is similar to the one reported by Wada (1985) for Andosols in Alaska, United
States, Chile, Equator, and Hawaii (20 to 70%). A high water content at 0.33 bar is a
feature common to Andosols, however the values for “la Loma” Andosols are low (35
to 60% according to depth), compared to values reported by Wada (1985). The
reduction in water content at 0.33 bar may be due to agricultural practices especially for
the top horizon. Maeda and Soma (1979 in Wada, 1985) observed that the water content
value at 0.33 bar may depend on the measurement method used. The available water
content estimated by the centrifuge method can be two or more times higher than the
one estimated by the pressure plate method. However, data in this study were obtained
by the pressure plate method as those reported in Wada (1985).
72
Figure 4. Water content variation in the maize and forest plots
Daily rainfall (mm
60
50
40
30
20
10
0
19-May
8-Jun
28-Jun
18-Jul
7-Ago
27-Ago
16-Sep
7-Aug
0-30 cm
30-60 cm
60-90 cm
27-Aug 16-Sep
Maize plot
3
-3
Water content (m m )
0.8
0.6
0.4
0.2
19-May
8-Jun
28-Jun
18-Jul
3
-3
Water content (m m )
Forest plot
0.6
0.4
0.2
0
19-May
0-30 cm
30-60 cm
60-90 cm
8-Jun
28-Jun
18-Jul
7-Aug
27-Aug
16-Sep
Date
To avoid errors resulting from sample handling and discrepancy in laboratory methods,
the water retention capacity was estimated by automatic measurements in the field (with
capacitance probes, CS615, Campbell), installed horizontally between 0-30, 30-60 and
60-90 cm, on both maize and forest plots. The raw data obtained from the probes were
transformed to volumetric water content, using the calibration curve given by the
73
constructor, previously checked using gravimetric samples. Figure 4 shows the water
content variation over time in three layers of the two plots. The maximum water
retention capacity was taken as the minimum water content during the rainy season, i.e.
after a couple of days without rain, when the drainage stopped. Under maize this
maximal water retention capacity varies from 0.61, 0.68 and 0.67 m3 m-3 for the three
layers 0-30, 30-60 and 60-90 cm respectively. Under maize, the first thirty centimetres
of the soil have a lower water retention capacity because of the lower amorphous
content. Furthermore, the cultivated topsoil is nearly bare during the six months of the
dry season and directly exposed to solar radiation. Drying provokes irreversible
processes in Andosols, leading to a definitive decrease in the water retention capacity.
Buytaert et al. (2002) studied the effect of soil use on the hydrological properties of
volcanic soils from Equator, concluding that the loss in water retention capacity is
irreversible. They could not find a direct relationship between the number of years the
soil was cultivated and the fact that the soil could not recover its original capacity, even
after 50 years of pasture.
Under forest, for the same depth levels, the maximal water retention capacity is much
lower: 0.51, 0.54 and 0.41 m3 m-3. The deepest layer under forest is the one having the
lowest water retention capacity, due to the increase in the number of stones and the loss
of andic properties. It can be noticed at the end of the dry season that the water content
is lower under forest (0.15 to 0.19 m3 m-3) than under maize (0.34 to 0.48 m3 m-3). At
the beginning of the rainy season, the water content increases more slowly on the
former than on the latter, to reach a lower maximum. Afterwards, during the rainy
season, the water content variation is lower under forest than under maize. These
different plot behaviours can be explained by their soil properties but also by higher
plant uptake and higher rainfall interception by canopy under forest (Viramontes et al.,
2006).
3.5. Soil acidity and charge properties
In the maize profile, pH H2O increases with depth from 5.5 to 6.5 while SOC decreases
slightly; the same trend can be observed between pH H2O and Siox content (see Table 3
and 4), showing that organic matter carboxyl groups as well as the proton dissociation
of non-crystalline aluminosilicates affect soil acidity. Nanzyo et al. (1993a) pointed out
that acidity in allophanic soil poor in organic matter could mostly be attributed to the
second factor. Shoji et al. (1996) indicated that agricultural practices strongly affect soil
pH, especially the fertilizer use, which could explain the difference in pH in the maize
plot topsoil as compared to pH in deeper horizons (5.5 to 6.5). On the other hand, the
pH in the first 15 cm of the forest profile follows the same trend with SOC than in the
maize profile. Below 15 cm depth, the Siox content decreases to nearly 0. In the forest
profile, pH is thus mainly controlled by the organic matter content.
The ∆pH value (pH KCl – pH H2O) gives an indication about the sign and magnitude of
the soil surface charges. The maize profile, with relatively high organic matter content
and a pH over 5, contains more negative charges than positive ones, with a ∆pH slightly
negative (-0.35 to -0.45). This result, combined with low values of extractable
aluminium content, shows that the soil contains a mixture of variable and permanent
charges, according to the criteria given by Uehara and Gillman (1981) for tropical soils
with variable charges. In the forest profile, the ∆pH value is also negative, but higher
than in the maize profile. In this soil, the surface charges vary with depth, from a
74
mixture of both charge types, to permanent charges deeper in the profile, which can be
related to the disappearance of amorphous material with depth.
The sum of exchangeable bases is low in both profiles (average values of 18 and 7
cmolc kg-1 in the maize and forest profiles respectively, see Table 3). For both profiles,
the Ca2+ concentration is higher than other bases concentration, while the Na+
concentration is very low. Ca2+ and Na+ are usually the most abundant cations but also
the most mobile ones. Base saturation is high and variable along the maize profile, and
is linked to the pH from 0 to 60 cm depth. On the other hand, in the forest profile base
saturation is lower and correlated to the good permeability and drainage associated to
the very low runoff at this site, as a result of the rainfall interception by the trees and the
accumulation of humus made of pine needles, which improves water drainage and bases
leaching.
In the maize profile, the cation exchange capacity (CEC) does not show any trend with
depth, and is quite low compared to values found on Typic Hapludand from the Meseta
Tarasca (Alcalá et al., 2001), but similar to values reported by Cruz-Huerta and Geissert
(2000), for the same kind of soil in Veracruz. The content of Siox as well as the CEC
level increase with depth and a better relationship could be found between Siox and CEC
than between SOC and CEC. A possible explanation is that the dissociation of silanol
groups contributes more to the CEC than the organic matter carboxyl groups, as noted
by Nanzyo et al. (1993a) for soil with low organic matter content. A similar trend can be
observed in the two first horizons of the forest profile. From the third one, the CEC is
reduced by half, and is constant down to 100 cm. In this profile, a better relationship can
be observed between the CEC and SOC content.
3.6. Organic Carbon content and loss by runoff and erosion
In the maize profile, the SOC content is 5.4 % and is quite stable down to 110 cm depth
(5.1%, Table 3). The SOC content is lower in the forest profile and decreases below 15
cm depth. Pine trees limit the development of herbaceous vegetation. Furthermore, the
decomposition of pine needles at the soil surface and the disperse and permanent pine
root system lead to an abrupt decrease of the organic matter content along the forest
profile with high content in the first 15 cm and very low content at deeper levels.
Various mechanisms explaining SOC accumulation in soils can be found in the
literature. The main ones are the formation of stable complexes between humic
substances and Al, Fe, and non-crystalline compounds, which are protected against
microbial degradation (Nezeyimana, 1997; Nanzyo, 1993a; Wada, 1989). In the 80’s, an
inverse relationship between SOC accumulation and allophanic clay formation in
Andosols under udic moisture regime was established; the reason being that organic
matter plays an “anti-allophanic” role. Al preferably builds up Al-humus complexes and
thus is not available to combine itself with Si to form allophanes (Shoji and Fujiwara,
1984). Microbial activity in Andosol is quite low, due to available phosphate deficiency,
acid to slightly acid pH and high organic matter stability (Nanzyo, 2002). Furthermore,
Boudot et al. (1989) and Zech et al. (1997) consider that the protection of organic matter
from microbial decomposition is related to its insolubility and the interactions of the
organic compounds with the short-range compounds that form organic-mineral
compounds.
75
Batjes and Sombroek (1997) compared the vertical distribution of the SOC content in
different tropical soils. They pointed out that contrary to other soils, the SOC content in
Andosols is high in the first 15 cm, then decreases by half at a depth of 40 cm , and then
does not vary much from 40 to 200 cm depth. The SOC content in the topsoil (0-15 cm)
of both profiles of “la Loma” is lower (54 g kg-1) compared to other Andosols: 100 g kg1
in the Andosols from Java Island (Van-Ranst et al., 2002), 140 g kg-1 in the Andosols
from South Ecuador (Buytaert et al., 2002), 95 g kg-1 in the Chilean volcanic soils
(Escudey et al., 2004).
Figure 5 shows the dissolved and particulate mean organic carbon (OC) concentrations
for each sampled runoff event. About half of the runoff events were sampled during the
2003 raining season. The sampled runoff events represent 45% of the total runoff during
the rainy season, and about 68% of the erosion. Particulate OC concentrations were
fairly stable, the mean concentration being 7.9 % (the standard deviation is 0.8). The
particulate OC loss measured in 2003 was 416 kg C ha-1 which means that the total
particulate OC loss by runoff and erosion during the 2003 rainy season approaches 600
kg C ha-1. It represents between 15 to 20% of the SOC stock in the first cm of the soil
profile. Dissolved OC concentrations (in filtered runoff water) were more variable. The
sampled dissolved OC loss in runoff water is negligible, approaching 3 kg C ha-1 (i.e.
about 6 kg C ha-1 in total for the 2003 rainy season). Current runoff and erosion can thus
only partly explain the low SOC content in La Loma maize topsoil. Dixon and Schulze
(2002) mentioned as well that allophanic soils are resistant to erosion compared to other
soils. Allophanes and organic matter interactions form aggregates resistant to adverse
mechanical effects of raindrops and runoff. High hydraulic conductivity and water
retention capacity in Andosols also decrease water runoff.
Figure 5. Dissolved and particulate mean organic carbon concentrations for each
sampled runoff event of the maize plot
particulate OC
dissolved OC
35
60
20
40
15
10
20
5
76
27-Aug
7-Aug
17-Aug
Runoff event
28-Jul
18-Jul
8-Jul
28-Jun
18-Jun
0
8-Jun
0
-1
25
Dissolved OC (mg L )
30
80
29-May
-1
Particulate OC (g kg )
100
As local agriculture is practiced in La Loma, most of the plant residues are not
incorporated at the end of the cropping season, meaning that the organic matter pool is
not renewed. The organic horizon must have been lost due to a decreasing fertility over
the cropping years or when clearing the plots for maize cropping. Under forest the
superficial runoff and erosion were measured as negligible, the SOC could have been
lost by subsurface flow.
3.7. Chemical selective dissolution
Within the maize profile, two different behaviours were found regarding the aluminium,
iron and silicate contents obtained from the selective dissolutions: from 0 to 15 cm
depth and below 15 cm (Table 4). This distinction must be the result of the topsoil
tillage. Within the forest profile, the aluminium, iron and silicate contents also present
two distinct behaviours above and below 15 cm depth, being higher in the first 15 cm,
where the soil has Andic properties.
In the maize profile, the soil mainly contains amorphous minerals such as allophane,
and in minor proportion, ferrihydrite. Figure 6 shows the transmission electron
micrographs (TEM) of the clay fraction for the maize profile, where allophane,
spheroidal and tubular halloysites can be observed. According to Parfitt et al. (1983),
halloysite is common in soils with andic properties located in areas where precipitation
is less than 1700 mm, resulting from a desilication process (Chartres and van Reuler
1985). The analysis of the soil fine fraction without organic matter by a polarized light
microscopy showed that the volcanic glass content is lower than 10%. The volcanic
glass is uncoloured which is characteristic of the andesitic rock (Dahlgren et al., 2004).
Figure 6. Transmission electron micrographs (TEM) of the clay fraction: a) allophanelike mineral, b) spheroidal halloysite and c) tubular particles of halloysite in the maize
profile
In the maize profile, the ratio Alp/Alox is lower than 0.5, meaning that the soil studied is
an allophanic Andisol. According to several authors (Parfitt and Saigusa, 1985; Quantin,
1986; Shoji et al., 1988; Nezeyimana, 1997), the low value obtained from the Alp/Alox
ratio indicates the presence of an environment rich in silica (high content of Siox from
3.1 to 4.6 %). A low Alp/Alox ratio means that the content of humus-bounded Al is low,
namely that the Al content in allophane and imogolite is much higher than in humus
complexes.
77
In the maize profile, the ratio Al:Si, determined with the relation (Alox-Alp)/Siox, varies
between 1.4 and 1.8. Parfitt (1980), indicates that soils exhibiting Al:Si ratio values
between 1 and 2 contain both types of allophanes, Si-rich and Al-rich allophanes. In
contrast, in the forest profile, this ratio is close to 2, indicating that the soil is rich in Alrich allophanes, also termed proto-imogolite allophanes. This allophane type is the most
common one according to Parfitt and Kimble (1989). The pH H2O > 5 favor the
formation of allophane and imogolite “in situ” (Shoji and Fujiwara, 1984).
In both profiles, a higher content of “free” Fe (Fed) than oxalate (Feox) or pyrophosphate
(Fep) extracted Fe was found, meaning that iron is more present as a more or less
crystalline oxide than under amorphous form. However, amorphous iron oxyhydroxyde
like ferrihydrite was found in smaller proportion, (2.4% in the maize profile, 1.4% in the
forest profile) at the soil pH (pH 6 in both profiles). Ferrihydrite content can be
explained by the presence of ferromagnecian minerals in the same horizons. According
to Malucelli et al. (1999), the presence of ferrihydrite can be related to the combination
of high and constant humidity conditions and factors disturbing Fe crystallization such
as high organic matter content and high Al activity in acid conditions.
According to Gunjigake and Wada (1981), the value of the relationship Fed – Fep is
related to the iron oxide content. In the maize profile the average content was 2.5%.
Concerning the Fe-humus complexes, the maximum value of the relation Fep/Fed in the
maize profile is 0.04, showing a low content of these elements. The Feox/Fed ratio is low
in both profiles, showing a high degree of crystallinity of the iron oxides, and a high
degree of weathering of Fe-bearing minerals (Malucelli et al., 1999).
3.8 Mineralogy
Table 5 shows the main reflections observed in the X ray powder diffraction diagrams
for each one of the horizons of the agricultural profile. The relative abundance of the
minerals shown in Table 5 was qualitatively estimated and was variable in the entire
profile. In the agricultural profile, the most important reflection corresponds to
cristobalite (4.07 nm), mineral found frequently in volcanic rocks. Other primary
minerals present in the profile are: plagioclases (3.2 nm), quartz (3.3 nm) and hornblend
(8.5 nm). Plagioclases prevail in the surface horizon but decrease in the middle (15-65
cm) and lower parts (65-110 cm) of the profile. The decrease of sand percentages (2922 %), and the rise of silt’s (66-68 %) and clay’s (9-11 %) confirms a greater alteration
of minerals at deeper levels. Hornblend, for being less resistant to weathering than
plagioclases, is less abundant, except in deeper horizons (65-110 cm) where its presence
is more frequent. This apparent contradiction reflects a variation of hornblend content in
ash composition of the deeper horizons compared to the upper ones. Quartz is abundant
or very abundant in the entire profile, except in the surface horizon where it is observed
to be less present. The fine fraction (< 2 µm) of the agricultural profile horizons is
characterised by the abundance of amorphous materials, as indicated by the X ray
diffraction (no diagram presented), even after conducting chemical treatments to
eliminate them (at least four treatments with ammonium acid oxalate and dithionitecitrate bicarbonate). The presence of these amorphous materials, at all depth levels of
the profile was evidenced by using selective dissolution (Table 4) and IR spectroscopy.
Figure 7 shows broad bands at 3400 cm-1 and near 1000 cm-1. The latter band, below
1000 cm-1, shows an alumina-rich allophane and the previous band an allophane rich in
78
silica. The presence of halloysites was made evident only through the transmission
electronic microscope (see Figure 6) in the horizons of the agricultural profile.
Halloysite in volcanic ash soils can result from the direct weathering of feldspars
(Eswaran, 1972; Chartres and van Reuler, 1985) or from the re-silication of allophane
(Wada, 1989).
Table 5
Relative abundance of primary’s minerals of the soils profiles
Depth
Horizon
(cm)
Maize profile
0-15
Ap
15-20
A1
20-45
A2
45-65
A3
65-85
A4
85-110
A5
Forest profile
0-5/10
A1
5/10-10/15
A2
10/15-27/37
Bw1
27/37-52/57
Bw2
52/57-95/100
Bw3
a ***** = predominant
b **** = very abundant
c *** = abundant
d ** = moderately abundant
e * = present
f n.d.= not detected
Cristobalite
(4.07)
Plagioclase
(3.2)
Quartz
(3.3)
Hornblend
(8.5)
***** a
*****
*****
*****
*****
*****
*****
**
***
**
*
*
**
**** b
***
****
***
****
*
*
*
*
**
**
*****
*****
*****
*****
*****
*** c
***
****
** d
***
*
***
*e
n.d..
n.d.
n.d. f
n.d.
****
***
***
Figure 7. Infrared spectrum of the maize horizons
79
In the forest profile, X ray powder diffraction (Figure 8) shows the same primary
minerals than those observed in the agricultural profile. Cristobalite (4.07 nm) is again
the prevailing mineral both in the coarse (Figure 8a) and fine fraction (Figure 8b). In the
latter, cristobalite is very abundant in the Bw3 horizon, which is the deepest (67-100
cm); abundant in the upper ones, A (0-10 cm) and B (10-15 cm), and less frequent in the
middle part of the profile in Bw1 (15-37 cm) and Bw2 (37-67 cm) horizons (Table 5).
In A horizon (0-10 cm), quartz (3.3 nm) and plagioclases (3.2 nm) show to be abundant
as they are more resistant to alteration; some quartz is still detected in the fine fraction
(< 2 µm). The abundance of these minerals is similar in B horizon (5-15 cm), but unlike
A horizon, an increase in the content of hornblend is observed (8.5 nm), scarcely
present in the upper part of the profile (0-10 and 10-37 cm). As shown in the Bowen´s
scheme, quartz generally appears at a later stage of magma fractional crystallization,
whereas feldspars continually appear as products with changes in their composition.
Cristobalite crystallizes at higher temperatures and therefore at earlier stages than
quartz. Thus, it may be considered that the differing contents of fine-grained quartz and
cristobalite between horizons (see Table 5) actually reflect the different stages in the
differentiation of magma and the composition of the resulting ash (Tokashiki and Wada,
1975).
Figure 8. Differential X-ray diffractometer patterns of the forest profile (a) in the soil
coarse fraction and (b) in the fine fraction
80
a)
4.09
4.87
3.35
2.50
2θ
b)
4.05
4.87
3.36
2.84
2θ
The mineralogy of Bw1 (10-37 cm), Bw2 (37-67 cm), and Bw3 (67-100 cm) horizons
of the forest profile is characterized by a reduced presence of plagioclases and
hornblend, and plentiful gibbsite (4.87 nm). The tendency of hornblend and plagioclases
to disappear indicates a greater alteration in the profile base. This is confirmed also by :
(i) lower percentages of sand and silt in Bw horizons, which vary from about 20 % of
sand and 60 % of silt in A and B horizons, to nearly 10 % of sand and around 50 % of
silt in the Bw ; (ii) a subsequent increase of the percentage of clay in Bw horizons (3781
45 %) compared to A and B horizons (10-6 %) ; and (iii) an increase of bulk density,
from about 0.70 g cm-3 for A and B horizons to 1 g cm-3 for Bw horizons.
The X ray diffraction of the forest profile fine fraction (< 2µm) (Figure 8b) shows a
different composition of the secondary material in the lower part of the profile, which
becomes enriched with gibbsite in the three Bw horizons (15-100 cm), and is even more
abundant in Bw3 horizon (67-100 cm) where no crystalline silica rich clays were
detected. This would explain the fact that gibbsite in the fine fraction is the result of the
relatively short life of allophane constituents in humid environments (Wada, 1989), that
are converted into gibbsite. In this condition only allophane-like constituents and
gibbsite are present in the fine fraction. The presence of gibbsite in Bw horizons of the
forest profile base (10-100 cm) reveals a process of desilication due to weathering
conditions of the material of origin, which are more drastic than those occurring in the
upper part of the profile (Chartres and van Reuler, 1985). This was also made evident
by IR spectroscopy (Figure 9) which shows high frequency bands (3550 cm-1), typical
of secondary minerals better developed in Bw horizons. This coincides with a marked
decrease of CEC, which varies from 20 cmol kg-1 in A and B horizons to about 12 cmol
kg-1 for Bw horizons. This indicates a loss of exchange bases as a result of soil leaching.
The formation of gibbsite has been reported under conditions of excessive or moderate
drainage, where the alteration of minerals of the feldspars type is favored in rocks of
andesitic nature, as it is the case of some Andosols in Japan and Hawaii. Gibbsite
appears as a result of the weathering of amphiboles and feldspars, as documented by
Wilson (2004). The formation of gibbsite entails the separation of silicon and aluminum
and good conditions of percolation, in which the recombination of both elements to
form kaolinites (Dixon and Weed, 2002) is prevented. On the other hand, abundant
gibbsite in the soil coarse fraction, including silt and clay fractions (Figure 8a), indicates
that this mineral forms separately, possibly because of the heterogeneity of parent
materials or changes in environments from time to time (Wada and Harward, 1977).
3.9. Andic properties and classification
The andic properties analysed in the fine soil fraction (< 2 mm) were determined
following the standards used to classify Andosols: bulk density < 0.90 g cm-3, phosphate
retention ≥ 70%, volcanic glass content in the fine earth fraction < 10% and Alox + ½
Feox ≥ 2% (FAO-ISRIC-ISSS, 1998).
The whole maize profile and the two first horizons of the forest profile present a soil
bulk density lower than 0.9 g cm-3 (Table 2), which is characteristic of Andosols. In the
maize profile, the bulk density decreases with the increase of the Siox content, the
allophanes being among the non-crystalline materials contributing to the low soil bulk
density. Nanzyo et al. (1993b) explain that fresh ashes have a bulk density above 1.5 g
cm-3, and this value decreases with weathering, developing a soil porous structure
thanks to the presence of non-crystalline materials and organic matter.
82
Figure 9. Infrared spectrum of the forest horizons
A
B
Bw1
Bw2
Bw3
3521
%T
3683
3616
3628
3360
3447
cm-1
In the whole maize profile, phosphate retention is higher than 90%, whereas in the
forest profile this retention decreases from over 90 % in the two first horizons to 81.7 %
at 100 cm depth, along with Alox and Feox contents (Table 4). Parfitt and Clayden (1991)
indicate that this characteristic corresponds to a soil with well developed andic
properties. Nanzyo et al. (1993a) show that Andosols have a high adsorption capacity
for fluor and phosphate, due to the high content of active Al and Fe compounds (acid
oxalate extracted). This capacity can be linked to the pH measured in NaF, which
directly determines the adsorption level of fluor. Phosphate retention depends as well on
the pH in water, but no direct relation could be found between these two parameters in
this study. Nevertheless, the high P-retention in the Bw horizons of the forest profile
was attributed to the presence of gibbsite, which adsorbs phosphate through ligand
exchange (Parffit, 1978).
The relation Alox + ½ Feox is over 2 along the whole maize profile and in the two first
horizons in the forest profile (Table 4). According to Parfitt and Clayden (1991), Soil
Survey Staff (1999) and FAO, ISRIC and ISSS (1998), this means that amorphous
components such as allophane, imogolite and ferrihydrite are dominant in the soil.
The soils were classified according to the FAO-ISRIC-ISSS (1998) and the Soil Survey
Staff (1999). According to the first classification, the soil from the maize profile is
classified as Andosol (Pachic Andosol) while the forest one corresponds to a Cambisol
(Dystric Cambisol). According to the Soil Survey Staff (1999), the maize profile is an
Andisol (Typic Hapludand) and the forest profile is classified as Inceptisol (Typic
Dystrudepths). In the first case, Hapludands correspond to deeper soils located in the
middle and lower areas of the volcanic relief and which are the result of or are affected
by volcanic ashes (Alvarado and Bornemiza, 1984). These same soils, more developed,
where argillic horizons (Bw) have formed, like the forest profile, have been classified as
Inceptisols, with andic characteristics, being the Typic one of the most frequent groups.
83
4. Conclusions
The differences between the two profiles come mainly from the parental material
characteristics and the topography, both of them being involved in soil formation
processes, in addition, to the loss of organic carbon and the effects of the land use
change in the surface horizon of the profile.
The maize profile is located at the bottom part of the sequence and the soil structure
shows that this profile probably results from the accumulation of ashes emitted from the
upper volcanoes, and transported by eruption and wind; the original vegetation in this
site was pine woods. On the other hand, the forest profile located in the upper part of the
sequence results from rocks fragments deposited and covered by volcanic ashes
(volcanic breccia), where the original vegetation type was also pine woods. Shoji et al.
(1993) pointed out that the relationships between topography and tephras deposition, as
well as erosion and the redistribution of materials depending on the slope greatly affect
Andosols genesis and properties.
The X ray diffraction shows the presence of the same primary minerals in both profiles
(cristobalite, plagioclase, quartz and hornblend). The greater abundance of hornblend in
the deep horizons of both profiles could indicate there were two different ash sources or
that a minor change occurred in the composition of ashes with regard to the content of
amphiboles. The presence of gibbsite in the Bw horizon of the forest profile shows a
drastic process of weathering of the material of origin due to the moisture conditions
present in the deep horizons of the profile. Factors determining the mineralogical
changes in both profiles are the parental material, weather conditions and the water
retention capacity of the soil.
The maize profile exhibits andic properties over its whole depth, while the forest profile
exhibits this type of properties only over the first 15 cm. The consequences of
agricultural practices can be observed in the top horizon of the maize profile, affecting
physical (bulk density, structure and porosity) and chemical properties (pH and
amorphous compound contents). Nevertheless andic characteristics are preserved along
the whole profile. Agricultural practice in la Loma is still traditional and seems to
disturb the soil in a limited way. This finding contrasts with a study made in soils from
Galicia by Verde et al. (2005) where the use of modern techniques (continuous
cropping, intensive tillage and fertilization) cause the attenuation and in some cases the
disappearance of andic properties.
Acknowledgements
Blanca Prado is indebted to CONACYT (Mexico) and SFERE (France) for her Ph D.
grant. The authors thank the “Laboratorio de Fertilidad de Suelo” of “Colegio de
Postgraduados, Montecillo” for the soil analyses. The research was funded by the
“Institut de Recherche pour le Développement” (IRD), France.
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89
III.2.2 Comparaison des deux profils
Les sols des deux profils sont dérivés du même matériau parental (volcanique
andésitique) mais avec différentes caractéristiques : cendre volcanique pour le profil de
maïs, et brèche volcanique pour le profil de forêt.
La diffraction à rayons X montre la présence des mêmes minéraux primaires
dans les deux profils (cristobalite, plagioclase, quartz et hornblend). La cristobalite est
le minéral primaire le plus abondant dans les deux profils.
Dans le profil sous maïs, la présence de plagioclases est plus faible en
profondeur qu´en surface du profil. De la même façon, le pourcentage de sable (29% à
22%) diminue et les pourcentages de limon (66% à 68%) et d’argile (9% à 11%)
augmentent avec la profondeur. Ceci met en évidence une altération plus importante des
minéraux en profondeur qu’en surface. On observe une situation similaire dans la
minéralogie des horizons profonds du profil sous forêt qui est caractérisée par la
diminution de la teneur en plagioclases et en hornblend, ainsi que par l’apparition de
gibbsite. Cette situation, ainsi que la diminution du pourcentage de sable et de limon
entre les horizons de surface et de profondeur (de 20% à 10% en sable et de 60 à 50%
en limon), l’augmentation du pourcentage d’argile avec la profondeur (de 13% à 40%)
ainsi que l’augmentation de la densité apparente (de 0.7 à 1 g cm-3), met en évidence
une altération plus importante des horizons profonds.
Dans les deux profils, nous avons trouvé des preuves de différentes étapes de
dépôt et de différentes compositions du magma. Malgré l’altération plus importante des
minéraux en profondeur dans le profil sous maïs, la teneur en hornblend en profondeur
reste très importante. Etant donné que l’hornblend est un minéral moins résistant à
l’altération que le plagioclase, un tel comportement montre une composition différente
en hornblend de la cendre volcanique entre la surface et les horizons profonds. Dans le
profil sous forêt, ce sont les modifications du contenu en quartz (présent dans les
premier et troisième horizons, abondant dans le deuxième horizon et absent en
profondeur), en cristobalite (très abondante en surface ainsi qu’en profondeur, tandis
que la teneur diminue dans les horizons intermédiaires) et en hornblend (absent en
surface et très abondant en profondeur) qui mettent en évidence les différentes étapes de
dépôt et les variations de compositions du magma (Tokashiki et Wada, 1975).
La minéralogie du profil sous forêt permet de comprendre la classification
différente des deux profils. Dans ce profil on observe une altération importante due
principalement aux conditions de climat tempéré, avec une humidité du sol élevée
presque constante. L’altération produit un changement dans la fraction granulométrique
argileuse, les argiles allophaniques se transformant en gibbsite. D’après quelques
auteurs (Martíni, 1976; Delvaux et al., 1989; Chen et al., 2001), ce type de
transformation arrive au moment où les sols volcaniques passent d’Andosols à d’autres
sols comme des Inceptisols.
Le contenu des minéraux amorphes entre les deux profils, provoque des
différences dans la capacité de rétention en eau, étant donné que la capacité diminue
avec la profondeur au fur et à mesure que le contenu d’allophane diminue. Des mesures
automatiques de la teneur en eau du sol sur le terrain avec des sondes « reflectomètres »
(CS615 de Campbell) permettent d’estimer la capacité de rétention en eau des différents
90
couches de sol calculée comme étant la teneur en eau pendant la saison des pluies, après
quelques jours sans pluie (c.a.d. au moment de l’arrêt du drainage gravitaire). Les
résultats montrent une capacité de rétention en eau plus importante (65%) dans les
horizons profonds, que dans les horizons de surface (55%) du profil sous maïs. De plus,
le profil sous maïs a une capacité de rétention en eau plus importante que le profil sous
forêt (40% en surface et 38% en profondeur).
III.2.3. Caractéristiques du sol liées au mouvement des solutés
Le paragraphe III.2.1 présente une description complète du sol de La Loma des
deux profils de sol étudiés. Maintenant, nous présentons un résumé des résultats du
profil sous maïs, l'objectif est de rappeler au lecteur l'ensemble de propriétés du sol qui
participent au transport et au devenir des solutés dans le sol de La Loma.
Structure du sol
Le profil sous maïs est situé dans la partie basse de la toposéquence. La structure
du sol suggère que le profil résulte probablement de l'accumulation des cendres émises
par les volcans en amont, transportées lors des éruptions et par le vent. L’analyse des
lames minces du profil sous maïs a montré une structure en agrégats subangulaires, avec
une structure lâche en surface qui devient plus massive et homogène avec la profondeur.
Les pores dans le profil ont une forme de pores d’assemblage, avec quelques cavités,
des trous de racines, des pores dus à la faune du sol et des fissures le long du profil. La
structure du sol joue un rôle important dans le mouvement des solutés, c’est le
paramètre qui détermine un transport en équilibre ou en non équilibre physique. La
connexion entre les pores ou la présence de pores de forme allongée dans la direction du
flux sont les responsables de la formation de chemins préférentiels qui accélèrent le
mouvement des solutés vers l’aquifère sous-jacent. Dans le chapitre V on analysera les
conséquences de la structure du sol de La Loma sur le mouvement du nitrate.
Minéralogie et charge du sol
L’acidité du sol sous maïs est en relation avec le contenu du carbone organique
(CO) ainsi que le contenu des éléments amorphes. D’après l’ensemble des résultats : pH
au NaF vers 11.2 ; delta pH (pH KCl-pH H2O) d’environ -0.4 et le contenu d’aluminium
échangeable d’environ 0.05 cmolc kg-1, on peut conclure que le sol a une charge
variable (Uehara et Gillman, 1981), c’est-à-dire que le sol de La Loma peut retenir les
cations comme les anions.
Les principaux composants du sol responsables de la charge variable sont les
allophanes et la matière organique, et en proportion moindre la ferrihydrite et
l’halloysite. L’allophane a été mis en évidence par dissolution sélective, par
spectroscopie à infra rouge et par microscopie électronique à transmission, tandis que la
présence des halloysites dans le sol a été seulement mise en évidence par la microscopie
électronique à transmission.
Le sol sous maïs est caractérisé comme étant un Andosol allophanique
(Alp/Alox<0.5), développé dans un milieu riche en silice (Siox>3%). L’aluminium est
principalement sous forme d’allophane et d’imogolite plutôt que complexé avec la
matière organique. Le fer est sous forme cristalline plutôt qu’amorphe (Fed>Feox,
91
Fed>Fep), cependant, il existe en mineur proportion des oxyhydroxides du fer sous
forme amorphe ou très mal cristillisé comme la ferrihydrite.
La difraction de rayons X (DRX) a été utilisé pour identifier plutôt les minéraux
primaires du sol ; dans le cas du profil sous foret, ces analyses dans la fraction fine ont
été utilisées pour mettre en évidence la présence de gibbsite. L’analyse du sol par
microscopie electronique de transmision (MET), s’est limitée à mettre en évidence la
présence d’allophane a partir des images typiques de cet élément au microscope. On n’a
pas fait l’analyse couplée à une micro-analyse élémentaire, il n’y avait pas l’équipement
dans le microscope que nous avons utilisé a la UNAM. L’analyse du sol par
espectroscopie infrarouje (MIR), a été utilisée seulement pour mettre en évidence
l’allophane qui participe à la charge du sol. De façon général, la caractérisation des
phases amorphes a été fait par dissolution sélective, DRX, MET et MIR. D’après les
papiers des andosols qui rapportent des phases amorphes, ils utilisent les techniques
suivantes : MET, MIR, dissolution sélective et DRX, ATD et ATG. Nous avons utilisé
les quatre premières techniques.
La teneur en CO des premiers horizons du profil est faible par rapport aux autres
Andosols reportés dans la bibliographie (Buytaert et al., 2002 ; Escudey et al., 2004 ;
Van-Ranst et al., 2002). D’après l’analyse des résultats de terrain, le contenu de CO à la
surface du profil a été affecté par les pertes par écoulement superficiel ainsi que par les
activités agricoles.
III.3 Conclusions
Les sols des deux profils sont dérivés du même matériau parental (volcanique
andésitique) mais avec différentes caractéristiques : cendre volcanique pour le profil de
maïs, et brèche volcanique pour le profil de forêt. Malgré la courte distance entre les
deux profils, contrairement aux résultats attendus, les principales différences entre les
deux profils viennent des différences dans les caractéristiques du matériau parental et de
la topographie, les deux étant impliqués dans les processus de formation du sol. Le
changement d’usage du sol n’a pas affecté les caractéristiques du sol sous maïs de façon
fondamentale, on observe pourtant une altération des propriétés physiques, chimiques et
minéralogiques de l’horizon de surface du profil sous maïs. Le type d’agriculture qui se
pratique à La Loma est une agriculture traditionnelle, ce qui explique l’impact
relativement faible sur le profil. Le sol conserve les propriétés andiques tout au long du
profil.
Le profil sous maïs est situé dans la partie basse de la toposéquence. La structure
du sol suggère que le profil résulte probablement de l'accumulation de cendres émises
par les volcans en amont, transportées lors des éruptions et par le vent; la végétation
originale sur ce profil était des pins. D'autre part, le profil sous forêt est situé dans la
partie supérieure de la toposéquence, ce profil est composé de fragments de roches
déposés (brèche volcanique) et recouvert par des cendres volcaniques ; la végétation
originale était également des pins. Shoji et al. (1993a) ont précisé que les rapports entre
la topographie et le dépôt de tephras, ainsi que l'érosion et la redistribution des
matériaux selon la pente, affectent considérablement la genèse et les propriétés des
Andosols.
92
Par rapport aux propriétés du sol sous maïs et sa relation avec le mouvement des
solutés, on trouve que le sol de la parcelle agricole contient des charges variables et
donc, une certaine capacité à retenir le nitrate. Les principaux composants qui donnent
cette propriété au sol de La Loma sont les allophanes et la matière organique. La
structure du sol de la parcelle agricole est très poreuse.
Les activités agricoles affectent le sol pour les aspects suivants :
- diminution de la capacité de rétention en eau à la surface du profil sous maïs.
Étant donné l’agriculture sous pluie naturelle sur le site, le sol est nu pendant les
six mois de la saison sèche. Les radiations solaires sèchent le sol, ce processus
diminuant de manière définitive la capacité de rétention en eau du sol ;
- diminution du pH du sol en surface à cause de l’application d’engrais ;
- diminution de la teneur en CO du profil. Les facteurs qui peuvent expliquer un
tel résultat sont d’une part les pratiques agricoles locales (pas de réincorporation
des résidus des plantes cultivées) et les pertes par ruissellement et érosion du CO
soluble et particulaire. D’autre part, il y a une diminution de la fertilité du sol au
cours des années ;
- la structure lâche en surface est un effet du labour qui affecte la structure du
profil jusqu’à 20-25 cm de profondeur. Le travail du labour affecte aussi la
connexion entre les pores. On observe en surface une quantité de pores
connectés moins importante qu’en profondeur.
93
94
Chapitre IV
IV. TRANSFERT DU NITRATE EN COLONNE DE SOL:
EXPERIENCES PRELIMINAIRES POUR LA MISE EN PLACE DU
PROTOCOLE
IV.1. Introduction
Etant donné les différents problèmes posés par le nitrate comme sont : la surapplication des engrais azotés (Shoji et al. 2001; Castellanos et al., 2001; Delgado et al.
2001), l’accumulation du nitrate dans la zone non saturée du sol (Costa et al. 2002) et
l’augmentation de la concentration du nitrate dans les eaux superficielles et souterraines
(Israel et al., 2005), l'étude du mouvement dans le sol des anions comme le nitrate
(nutriment et possible polluant), s'est intensifiée pendant les dernières décennies.
Le devenir des produits chimiques appliqués à la surface du sol résulte en partie
de réactions d'échange ionique entre ces derniers et le sol, et ces réactions dépendent des
propriétés du sol et des conditions locales qui les affectent (force ionique de la solution
du sol, pH du sol, teneur en eau, température). Dans la majorité des sols, le nitrate
présent de manière naturelle et celui appliqué comme engrais sont considérés inertes et
soumis à lixiviation à la même vitesse que l’eau. Dans certaines conditions de pH dans
les sols à charge variable le transport d'anions peut être ralenti, ce qui pourrait diminuer
les risques de pollution de l’aquifère sous-jacent. Quelques auteurs signalent que
l'adsorption du nitrate dans le profil de sol est affectée par la compétitivité avec d'autres
anions (Katou et al., 1996; Ishiguro et Shoji, 2002), en plus de la variation des
propriétés du sol (Schalscha et al., 1973). Dans les sols Andosols, le contenu d'éléments
amorphes qui participent à la capacité d’échange anionique du sol est une donnée
importante (Kinjo et Pratt, 1971 ; Qafoku et Sumner 2001).
L’objectif du présent chapitre est d’analyser les facteurs qui affectent le transport
du nitrate appliqué au cas de l’Andosol de la Loma, afin d’établir un protocole qui
comprend toutes les expériences nécessaires à l’analyse du mouvement du nitrate dans
le sol étudié à l’échelle de la colonne de sol.
IV.2. Evaluation de la capacité de rétention anionique réelle
La capacité d'échange anionique (CEA) est équivalente au nombre maximal
d’anions échangeables dans la double couche électrique par poids de sol, sous certaines
conditions fixées (pH, concentration des solutions des solutés) (Uehara et Gillman,
1981). La détermination de la capacité d’échange anionique d’un sol se fait
classiquement en laboratoire à partir d’expériences type batch (Van Reeuwijk, 1995).
Toutefois, la valeur obtenue de la CEA est relative aux conditions de l'expérience : le
rapport sol/solution, la façon de mettre en contact le sol avec le soluté, le temps de
contact, et la méthode d’agitation. Ces conditions sont généralement différentes de
95
celles existantes dans les systèmes naturels, et ces différences expérimentales
conduisent à une surestimation des sites d’adsorption due à l’augmentation de la surface
superficielle accessible. Celle-ci résulte de la désagrégation des argiles pendant
l’agitation en systèmes batch (Fesh et al. 1998).
Les Andosols de la Loma sont très perméables, et les pluies intenses (climat
tropical d’altitude), donc les flux d’eau et de solutés peuvent être rapides. Il a donc été
décidé d’étudier la capacité de rétention du nitrate de ces sols à partir d’expériences
proches des conditions in situ. Les expériences de transfert en colonnes de sol
permettent d’étudier la rétention du nitrate dans le sol sous condition de flux, en fixant
un certain nombre de paramètres expérimentaux comme la vitesse du flux, la
concentration du soluté et le pH de la solution de base, pour mettre en évidence les
différents comportements possibles dans le système sol-soluté étudié. Dû au fait qu’il
n’existe pas d'antécédents de ce type d'étude sur le site de la Loma, des expériences
préliminaires ont été conduites afin d’obtenir des informations sur les processus qui
participent au transfert du nitrate dans le sol de la Loma, tels que la vitesse d’injection,
les anions accompagnateurs du nitrate, le nombre possible de créneaux injectés dans
chaque colonne, la concentration des créneaux, ainsi que les paramètres de la colonne,
pour étudier l’interaction entre le mouvement de l’eau, le transport et l’adsorption du
nitrate et la compétition entre les anions.
IV.2.1. Outils Analytiques
Le dosage des anions (N-NO3- et Br- et Cl-) a été réalisé par électrophorèse
capillaire, au laboratoire « Section d'Application des Traceurs » du Commissariat à
l’énergie atomique CEA-Grenoble, et la quantification de l’18O par spectrométrie de
masse au Laboratoire de Biogéochimie des Milieux Continentaux (UMR 7618, CNRSINRA-UMPC).
IV.2.2. Variables expérimentales
L'analyse de l'adsorption du nitrate a été menée en combinaison avec l’anion
bromure, afin de comparer le mouvement du nitrate avec un anion qui n'est pas présent
de manière naturelle dans le sol et qui ne souffre pas de dégradation bactérienne. Les
colonnes de sol remanié ont été préparées avec du sol pris à la profondeur entre 20 et
60 cm. Des créneaux d’un demi-volume de pore et de concentrations différentes (6 et 9
mM en N-NO3- et Br-) ont été injectés dans les colonnes de sol remanié afin de
connaître l'effet que provoque la variation de concentration du créneau sur l'adsorption
du nitrate, en travaillant avec un sol à charge variable. Les valeurs de concentrations
utilisées représentent respectivement 75% et 115 % de la concentration de N-NO3appliquée localement sur le terrain sous forme d’engrais. En plus de la concentration, le
pH de la solution a un effet sur la capacité d'adsorption du sol. L’étude a été effectuée
au pH du sol et ce paramètre a été constamment mesuré dans la solution de sortie de la
colonne. Finalement, l'effet de l’intensité du flux et l’effet de l’injection de deux
créneaux successifs sur les propriétés d'adsorption et hydrodispersives du sol ont été
également étudiés. L’intervalle de la vitesse de Darcy utilisé (de 0.02 à 0.033 cm min-1)
sur la durée totale de l’expérience en colonne représente la pluie qui tombe durant la
saison des pluies et la pluie moyenne annuelle respectivement.
96
Les effets de la structure du sol et de la variation des propriétés physiques,
minéralogiques et chimiques avec la profondeur sur la capacité d’échange anionique ont
été également étudiés grâce à l’utilisation de colonnes de sol intact excavées à quatre
profondeurs différentes: 5, 30, 55 et 80 cm. Une seule vitesse de Darcy (0.03 cm min-1)
ainsi qu’une seule concentration de créneau (8 mM) ont été considérées.
IV.2.3. Caractéristiques physiques moyennes des colonnes étudiées
Les tableaux IV.1 et IV.2 montrent les caractéristiques physiques et les
paramètres expérimentaux des colonnes de sol remanié et intact, respectivement.
Tableau IV.1 Caractéristiques physiques et paramètres expérimentaux des
colonnes de sol remanié.
Co
anion
Colonne
P
L
Darcy
Vo
θ
ρ
cm
Cm g cm-3 cm3cm-3 cm min-1 cm3 mM
N-NO3- et BrCR1
20-60
25
0.77
0.66
0.033
81
6
N-NO3- et BrCR2
20-60
25
0.75
0.70
0.023
86
6
N-NO3- et BrCR3
20-60
25
0.77
0.71
0.023
87
9
P = profondeur
L= longueur de la colonne
Tableau IV.2 Caractéristiques physiques et paramètres expérimentaux des
colonnes de sol intact.
Co
anion
Colonne
P
L
Darcy
Vo
θ
ρ
-1
3
-3
3
-3
mM
cm Cm g cm
cm min
cm
cm cm
N-NO3- et BrC1
5
25
0.77
0.71
0.029
347
8
N-NO3- et BrC2
30
25
0.61
0.69
0.033
338
8
N-NO3- et BrC3
55
25
0.62
0.80
0.032
391
8
N-NO3- et BrC4
80
25
0.63
0.72
0.029
352
8
P = profondeur
L= longueur de la colonne
Le flux de Darcy n’est pas identique pour C1, C2, C3 et C4 car il n’a pas été
possible de forcer le même flux dans toutes les colonnes, à cause de l’hétérogénéité de
la conductivité hydraulique dans chaque colonne.
Le mélange et la dispersion d'un soluté par convection dépendent de la
distribution de la taille des pores et du nombre de bifurcations rencontrées par la
solution de sol lors de son mouvement à travers le système poreux. Une longueur
macroscopique de déplacement plus importante correspond à un mélange par
convection et diffusion plus important. À mesure que la longueur de déplacement
augmente, le nombre de bifurcations dans le système poreux et le temps pour la
diffusion moléculaire augmentent. Corey et al. (1963) ont examiné un tel déplacement
aussi bien que la nature de la structure des pores dans des colonnes de sol remanié en
utilisant cinq longueurs de colonne différentes. Les auteurs ont montré une dispersion
plus importante de la concentration initiale (c'est-à-dire, un pic moins prononcé) au fur
et à mesure que la longueur de la colonne augmente. Les auteurs ont conclu que l’effet
de la longueur des colonnes est similaire à l’effet de vitesses de pore différentes. A
97
partir de ces observations, nous avons décidé de comparer dans cette étude les résultats
entre colonnes d’une même longueur.
IV.3. Résultats
IV.3.1. Nitrate sorption in an allophanic andisol using intact and repacked
columns
Article 2 accepté pour publication dans Communications in Soil Science and Plant
Analysis n° 37 (2006)
98
NITRATE SORPTION IN A MEXICAN ALLOPHANIC ANDISOL USING
INTACT AND PACKED COLUMNS
Blanca Prado1, Céline Duwig1*, Mauricio Escudey2 and Michel Esteves3
1
IRD, c/o Colegio de Postgraduados, Laboratorio de Fertilidad de Suelo, CP 56230
Montecillo, Mexico
2
Departamento de Química de los Materiales, Facultad de Química y Biología,
Universidad de Santiago de Chile, Santiago, Chile
3
IRD, Laboratoire d’étude des Transferts en Hydrologie et Environnement, BP 53,
38041 Grenoble Cedex 9, France
*
Corresponding author. E-mail: [email protected]
ABSTRACT
Contamination of groundwater by nitrate is a worldwide environmental issue. A better
knowledge of nitrate sorption characteristics by soils contributes to efficient fertilizer
use and prevents aquifer contamination. In volcanic soils, nitrate sorption is induced by
variable charges due to the presence of amorphous materials and Al and Fe oxides.
Anion transport in packed and intact columns was investigated in a Mexican Allophanic
Andisol, under different permanent flow regimes in unsaturated conditions and several
NO3--N and Br- input concentrations. In the packed columns, the NO3--N adsorption in
the soil was non-linear. In the intact columns the retardation coefficient variation was
directly correlated to the increase of amorphous material with depth. The presence of
preferential flow in the intact columns increased significantly the mobility and velocity
of nitrate moving through the columns, while in the packed columns, NO3--N fate was
only affected by soil chemical composition and mineralogy.
Key words: Volcanic soil; allophane; physical non equilibrium; retardation.
INTRODUCTION
Ion-exchange reactions in soils are processes dependant on soil properties which are
influenced by local conditions such as ionic strength soil solution concentration, pH and
water content of soil. These processes govern the fate of dissolved nutrients and
pesticides applied at the soil surface in crop fields. The study of anions such as nitrate
which is both a nutrient and a potential pollutant and its transport in soil has been
intensified in recent years because of increasing nitrate concentrations in drinking water
resources all over the world (Goodrich et al., 1991; Spalding and Exner, 1993).
Nitrogen constitutes an important plant nutrient, and NO3--N is the most plant available
form. Nitrate naturally present in the soil or applied as fertilizer is considered inert in
most aerobics soils and thus subject to be leached through the vadose zone.
In variable-charge volcanic soils, anions transport is retarded due to electrostatic
adsorption (Ishiguro et al., 1992) a fact that could decrease risk of subsoil nitrate
contamination. However, Katou et al. (1996) found that nitrate leaching depth in an
Andisol increased in the presence of Cl-, because of competitive adsorption. Similarly,
Ishiguro and Shoji (2002) studied the B horizon of a volcanic soil showing that nitrate
retention time was reduced when sulphate was previously adsorbed on the soil.
Schalscha et al. (1973) demonstrated that nitrate adsorption on Chilean volcanic soils
decreased when the pH of soil solution increased; additionally, the adsorption rate was
99
lower in surface horizons than subsoil. These results can be explained by the increased
amorphous material and the decreased organic matter with increased depth. Kinjo and
Pratt (1971) in their study on nitrate adsorption in acid soil from Mexico and South
America found a significant correlation between the amount of nitrate adsorbed and the
soil content of amorphous material. At acid soil pH and low anions input
concentrations, Qafoku et al. (2000) reported that nitrate adsorption was a directly
related to nitrate concentration in the soil solution. A better understanding of the
adsorption processes during ion displacement in soil will contribute to more efficient
management of fertilizer applications to crops, thus, reducing loss of fertilizers in
groundwater and economic and environmental benefit (Kinjo and Pratt 1971).
The use of miscible-displacement or flow-through techniques in soil columns allows the
analysis of processes occurring between liquid phase and soil matrix. Batch technique is
commonly used in adsorption studies. However, the flow-through technique represents
more closely field conditions, including the soil:solution ratio, the immobility of the
solid phase, and the contact time between the soil and the solution (Miller et al., 1989).
Considering the debate relative to the representativeness of packed vs. intact columns
(Cassel et al., 1975; Camobreco et al., 1996) to a natural system, results obtained from
both types of columns were compared.
The objective of this work was to study the transfer of reactive anions through a
Mexican volcanic soil. The retardation was estimated at different soil depths, using
intact and packed soil columns. The effect of the input anion concentration and the flow
rate were examined.
MATERIAL AND METHODS
Study site and soils sampled
Soils were sampled from a small hydrologic catchment (53 ha) “la Loma” (19°16’N and
99°59’W; 2600 y 3000 m.a.s.l.; in Amanalco de Becerra, State of Mexico, Mexico),
instrumented for water runoff, erosion and fertilizer transport monitoring. The climate at
the site is tropical of high altitude, with average annual precipitation of 1300 mm and
annual mean temperature of 10.7 °C. The soil in the catchment is a Typic Hapludand
(Soil Survey Staff, 1999); indurated volcanic tuff (tepetate) soils are also present. The
study was based on the first soil type, where the agricultural practices and use of
fertilizers are more intensive. Nitrogen fertilizer is applied at an average rate of about
150 kg N/ha to maize, which represents 35% of the land in the catchment.
A soil profile was excavated under maize and each horizon was sampled for physical,
chemical and mineralogical characteristics. Bulk density was estimated from samples of
known volume taken with a 5 cm diameter steel core. The pH was measured in water
suspension using a 1:2.5 (w/v) soil:solution ratio. Soil texture was determined by laser
granulometry. Total organic carbon content (TOC) was analysed by dry combustion
(TOC-5050A Shimadzu). Phosphate retention was determined according to Blackmore
et al. (1997). Cation and anion exchange capacity were assessed according to Zelazny et
al. (1996) at soil pH. Selective dissolutions of iron, aluminium and silica were carried
out to characterise the poorly ordered amorphous materials. Ammonium oxalate
extraction at pH 3.0 was conducted to extract the poorly crystalline active Fe, Al, and Si
compounds (Feo, Alo and Sio respectively) (Blackmore et al. 1997). The soils were
extracted with sodium pyrophosphate to get Fe and Al bound to organic matter (Fep and
100
Alp) ((Blackmore et al. 1997). A dithionite-citrate dissolution procedure was used to
determine “free” Al, Fe and Mn oxides (Ald, Fed and Mnd) (Mehra and Jackson, 1960).
Concentrations of Fe, Al, Si and Mn in solutions were determined using an atomic
absorption spectrophotometer (SpectrAA 220 Varian). The Allophane and imogolite
were calculated with the relation Sio*6 (Parfitt, 1990), the Ferrihydrite concentration
with the relation Feo*1.7 (Parfitt, 1998) and the crystalline Fe Oxides with the relation
Fed-Feo (Parfitt, 1998).
Column experiments
Seven soil columns were studied. Four were excavated on the field at different depths
(C1 to C4 at 0.05, 0.3, 0.55 and 0.8 m respectively) by inserting a 0.25 m long and 0.05
m of inner diameter PVC tube into the soil. Intact soil columns were stored at 4°C until
use. A soil sample was taken at the same site between 0.2 and 0.6m depth with a screw
type auger. This soil was used to pack three columns (Cd1 to Cd3). The soil sample was
sieved moist at 2-mm before being packed into a 0.025 m diameter glass tube. The same
procedure was followed for each three packed column to achieve a uniform and
identical bulk density. The field soil solution was analyzed and contained Ca2+, Mg2+
and K1+ at concentrations of 0.307, 0.024 and 0.0486 mM respectively. A background
solution containing the same concentrations of these cations with Cl as accompanying
cation was prepared. Columns were oriented vertically and a constant flow rate of the
background solution under unsaturated condition was passed through the columns using
a peristaltic pump. This solution was leached through the column for a minimum of two
pore volumes until reaching a steady state for the output flow rate and the electrical
conductivity (EC). Half of a pore volume of a KNO3, KBr and 18O was injected at the
concentration of 6, 8 or 9 mM for NO3--N and Br- and 34.1 (‰ of atomic excess) for the
18
O and pushed through by the background solution. The 18O was used as a water tracer
to calibrate the soil hydrodynamic parameters of a numerical model. EC, pH and
temperature of the leachate were monitored continuously. Samples were automatically
collected for chemical analysis. The experiments were terminated when the leachate’s
EC reached a level close to the background solution’s EC. Water contents were
determined by weighting the column at the beginning and at the end of each run, and by
knowing the initial water content. The pore water velocity was calculated as the input
solution flux over the volumetric water content. The leachate fractions were weighted to
check the flux at the column exit and were analysed for NO3--N, Br- and Cl- by
Capillary Electrophoresis and for 18O by Mass Spectrometer. The runs were conducted
the same way in both packed and intact columns. Two different flow rates were used
and the input concentration was varied only into the packed columns. Table 2 presents
the bulk density, final water content (θ), mean pore water velocity (ν), pore volume (Vo)
and input concentration (Co) for each column.
Transport parameters determination
Convection-dispersion equation transport parameters were determined for the 18O, NO3-N and Br- breakthrough curves (BTC) data using the CXTFIT 2.1 code (Toride et al.,
1999). The deterministic linear equilibrium adsorption model was used in inverse mode
for flux concentration in packed columns and the surface intact column, to fit the
dispersion coefficient D and the retardation R. This procedure assumed that all the water
was mobile and therefore at physical equilibrium. However this hypothesis proved
101
incorrect on the intact columns, where the 18O BTC peak appeared before one pore
volume. The two-region non-equilibrium model for flux concentration was fitted on the
18
O BTC using R=1 to obtain D, the mobile water fraction (θm/θ) and the dimensionless
mobile-immobile region exchange term (ω). D and θm/θ were then kept constant and the
same two-region model was fitted on the NO3--N and Br- BTCs to obtain R, β
(dimensionless partitioning coefficient) and ω. The use of CXTFIT assumes that
adsorption is linear.
RESULTS AND DISCUSSION
Soil characteristics / Evidence for anion sorption
Main physical and chemical properties for each soil layer are given in Table 1. Clay
content, 27%, is dominated by allophane and imogolite. The average content of
allophane and imogolite varied from 18 to 28 % of the clay fraction depending on soil
depth. The soil exhibits a high AEC, consistent with previous studies on volcanic ash
soils (Wong et al., 1990, Kinjo and Pratt, 1971). The TOC content is about 5.3 % and
did not vary greatly with depth, as the other soil characteristics except the allophane and
imogolite contents, and the bulk density. As other Andisols, the soil is variably charged,
a characteristic associated to the presence of non-crystalline materials and high organic
matter content (Nanzyo et al., 1993).
Table 1. Selected physical and chemical parameters of a Typic Hapludand from
Amanalco, Mexico.
Depth
Horizon
Cm
0–15
15-20
20-45
45-65
65-85
85-110
105-140
Ap
A
2A
2B
2Bw
2Bw2
ρ
OC
g cm-3
%
5.4
5.3
5.6
5.3
4.7
5.1
0.71
0.66
0.49
0.51
0.49
0.50
ρ: bulk density
AEC
cmolc
kg-1
12.3
CEC
cmolc
kg-1
20.1
11.6
23.4
10.3
17.9
11.2
21.1
OC: organic carbon content
AEC: Anion Exchange Capacity
CEC: Cation Exchange Capacity
F: Ferrihydrite
102
pH
H2O
allophane and
imogolite
5.5
6.1
6.2
6.3
6.3
6.5
%
18.5
23.1
22.5
25.5
26.0
27.7
Fe
Oxydes
%
2.2
3.0
2.7
2.0
3.0
2.3
F
%
3.2
2.0
1.8
2.6
2.7
2.1
Packed columns
Table 2 presents the bulk density, final water content (θ), mean pore water velocity (ν),
pore volume (Vo) and input concentration (Co) for each packed column. Figure 1 shows
the Br- and NO3--N BTCs for one packed column (Cd3).
simulated NO3--N
1.0
observed NO3--N
C/Co
0.8
simulated Br-
0.6
observed Br-
0.4
0.2
0.0
0
0.5
1
1.5
2
2.5
Pore volume
3
3.5
4
Figure 1. Measured (circle and cross) and simulated (line) BTCs for NO3--N and Br- for
a packed soil column (Cd3) of a Typic Hapludand, Amanalco, Mexico. The rectangle
indicates the pulse.
As indicated before, curves are symmetrical. Equilibrium convection-dispersion
equation describes satisfactorily the experimental results. Model parameters are
presented in Table 3. The maximum C/Co peak occurred in the column with the lower
pore water velocity (Cd2). A lower injection flux leads to a lower dispersion which
results in a narrower curve with a higher peak. Due to the presence of variable charges
in the soil, the peak of NO3--N BTCs appeared after 1.25 pore volume, which would be
the position of the BTC peak for an inert tracer. The retardation coefficient R varies
with the concentration of input solution (Cd2 and Cd3, Table 3), indicating a non-linear
adsorption of NO3--N in the soil columns. This parameter decreases when the input
concentration increases following a Freundlich type isotherm, similarly to results
obtained by Qafoku et al. (2000). The authors reported that at low concentration (<5
mM), more NO3--N is adsorbed by the soil than in solution. Thus, the maximum R value
is obtained at low concentrations, and decreases at higher concentrations. There is a
controversy concerning the mechanism of NO3--N adsorption at low concentration in
soil: Toner et al. (1989) proposed a totally reversible adsorption which is in fact a
simple electrostatic retention, while, according to Sing and Kanehiro (1969), the
adsorption is the result of van der Waals type interactions. Lately, Qafoku et al. (2000)
explained the adsorption as an overlapping or interpenetration of double layers around
the positively charged Al-polymers and negatively charged silicate minerals. Each of
these suggestions could imply a different effect on retardation.
103
Table 2. Column parameters: bulk density (ρ) input concentration (Co), final water
content (θ), mean pore water velocity (ν), and pore volume (Vo) for NO3--N and Br- for a
columns of a a Typic Hapludand from Amanalco, Mexico.
Columns
Depth
cm
Intact soil columns
C1
5-30
C2
30-55
C3
55-80
C4
80-105
Packed soil columns
Cd1
20-60
Cd2
20-60
Cd3
20-60
ρ
g cm
cm3 cm-3
cm min
0.72
0.61
0.62
0.63
8
8
8
8
0.71
0.69
0.80
0.72
0.04
0.05
0.04
0.04
347
338
391
352
0.77
0.75
0.77
6
6
9
0.66
0.70
0.71
0.05
0.033
0.036
81
86
87
Table 3. Model fitted parameters .
Columns
λ
D
R
cm- NO3- -N
cm2
1
min-1
C1
C4
Cd1
Cd2
Cd3
0.03
0.23
0.04
0.03
0.03
ν
θ
Co
mM
-3
0.77
5.5
0.81
0.82
0.77
1.5
2.2
1.54
1.56
1.5
Kd
NO3- -N
cm3 kg-1
0.47
1.37
0.50
0.52
0.46
R
Br1.6
2.3
1.6
1.6
1.5
-1
Vo
cm3
Kd
Brcm3 kg-1
0.57
1.49
0.56
0.56
0.46
Bromide adsorption was also studied, being an anion not naturally present in soil
system, and not subject to microbial degradation. A slightly higher retardation
coefficient was found for Br- compared to NO3--N (not shown). This result can either be
due to a slight preference of the soil for Br- over NO3---N, or to some bacterial
degradation of the NO3--N anion during the experiment duration. Degradation can be
excluded because the mass balances for both anions at conclusion were found to be
close to 100%. Additionally, the Darcy velocity flux is greater than the one indicated by
Corey et al. (1967) as being too rapid to allow micro-organisms degradation of NO3--N
during its transport through the soil column.
The dispersivity parameter λ was calculated using the equation λ=D/ν assuming that the
molecular diffusion was negligible compared to the convective dispersion, as in this
study the pore volume velocity was high (Kutílek and Nielsen, 1994). The dispersion
and similarly the dispersivity (ν did not vary greatly) was identical in all packed
columns, which indicates that the packing method was effective to obtain uniformity.
According to Magesan et al. (2003), the dispersivity is an indicator of how variable
solute mobility is in a soil.
Flux velocity or time scale can influence the transport and reactions of anions in soils. If
sorption process is truly at equilibrium, sorption and transport parameters are invariant
with flux velocity (Jardine et al., 1998). As mentioned earlier, R and D values obtained
in columns at different flux velocity (Cd1 and Cd2) did not vary. It can be concluded
that in the packed columns, and within the range of velocities and concentrations
studied, the sorption and transport processes are at equilibrium.
104
Intact soil columns
Table 2 presents the bulk density, final water content (θ), mean pore water velocity (ν),
pore volume (Vo) and input concentration (Co) for the intact columns.
Competitive adsorption with Cl-
On Figure 2a are represented the variations of dimensionless Cl- and NO3--N measured
concentrations at the bottom of column C1. As indicated in the method section, Cl- is
the accompanying anion for all cations in the recomposed soil solution. This solution is
also used to prepare the pulse solution of Br- and NO3--N. This means that Cl- is
constantly injected in the column at a concentration of 1.5 mM. At the time of the pulse,
Cl- is in an equilibrium state, the concentration in the leachate being equal to that in the
input solution. When the NO3--N and Br- pulse is injected in the soil column, Cl- is
supposed to be released into the leachate in higher proportion (however early samples
were not analysed), meaning that the Cl- adsorption level decreases. After the pulse, Clconcentration in the leachate decreases (Figure 2), showing that in the absence of the
two other anions, Cl- is adsorbed. Kinjo and Pratt (1971) reported a slight preference for
Cl- over Br- and NO3--N in soils containing amorphous materials, while Harsh et al.
(2002), pointed out that sorption of Cl-, Br- and NO3--N on allophane is not selective. In
this study, NO3--N and Br- concentration were 5.3 times higher than Cl- concentration,
meaning that the later cannot compete for the adsorption sites in the presence of the two
other concentrated anions. Figure 2b shows the same BTCs for column C4. A similar
reduction in Cl- concentration can be noted but to a less extent, which may be explained
by the effect of dispersion, being seven times higher in C4 than in C1 (see Table 3). On
this figure it can also be observed that the NO3--N BTC peak do not reach the level in
C1 because of the dispersion.
(a)
NO3--N
0.8
Cl-
C/Co
0.6
0.4
0.2
0.0
0
0.5
1
1.5
2
Pore volume
105
2.5
3
(b)
0.8
NO3--N
C/Co
0.6
Cl-
0.4
0.2
0.0
0
0.5
1
1.5
Pore volume
2
2.5
3
Figure 2. Measured NO3--N and Cl- BTCs for the intact soil columns: (a) in the top
horizon (5-30 cm, column C1) and (b) at 80-105 cm depth (column C4).
Physical non-equilibrium
Figure 2 shows the variation of dimensionless measured concentrations (C/Co) for Cland NO3--N with pore volumes, at the bottom of the intact soil columns C1 (a) and C4
(b). The C1 NO3--N BTC is symmetrical (Figure 2a), which indicates that NO3--N
movement is under physical and chemical equilibrium. On the other hand, the C4 NO3-N BTC is asymmetrical (Figure 2b), with an early peak and tailing at the end of the
curve, indicative of the presence of physical or chemical non-equilibrium.
Figure 3 shows the dimensionless measured and simulated NO3--N BTCs of two intact
columns, in the top horizon (5-30 cm, column C1) (a) and at 0.8 m depth (column C4)
(b). The 18O (non reactive tracer) BTC for C1 is symmetrical, indicating that solute
transport is under physical equilibrium. However, on Figure 3b, the 18O BTC with an
advanced peak and pronounced tail indicates the presence of physical non-equilibrium
between advection-dominated pore domains and the soil matrix pores within the
aggregates (Jardine et al., 1998). Preferential flux or the presence of pores that do not
participate to the overall flux reduces the contact time between solute and soil matrix,
and provokes an anticipated exit of the solute, inducing increasing risks of groundwater
contamination (Beven and Germann, 1982). The structure of C1 layer is the result of
tillage, as this column was sampled between 5 and 30 cm depth of a maize plot. Bejat et
al. (2000) indicates that tillage destroys the natural pore structure of surface soils,
disrupting macropore continuity, and reducing the extent of bypass flow. In contrast to
C1, C4 was sampled at the bottom of the root zone between 0.8 and 1.1 m, where the
soil has never been disrupted and keeps its natural structure.
106
(a)
simulated NO3--N
observed NO3--N
simulated 18O
observed 18O
1
0.8
C/Co
0.6
0.4
0.2
0
0
1
2
Pore volume
3
4
(b)
simulatedNO3--N
0.6
observedNO3--N
simulated 18O
observed 18O
C/Co
0.4
0.2
0
0
1 Pore Volume 2
3
4
Figure 3. Measured (circle and triangle) and simulated (line) BTCs for NO3- -N and 18O
in the intact soil columns: (a) in the top horizon (5-30 cm, column C1) and (b) at 80 –
105 cm depth (column C4).
Adsorption and relation with soil characteristics
On both graph in Figure 3, a shift towards the right of the N-NO3- BTC compared to the
18
O one can be observed, indicative of nitrate retardation in the soil. As in packed
columns, Br- was slightly more retarded than NO3--N in intact soil columns (Table 3).
The retardation coefficient increases significantly with depth (Table 3), whereas AEC
slightly decreases (Table 1). This finding is contradictory to results obtained by Qafoku
et al. (2000) who found that on packed columns of variable charge subsoils, the
retardation coefficient was positively correlated to the AEC. The AEC determined
through classical batch method (e.g. Zelazny et al. (1996) in this study) is more related
to the number of sites where exchanges can occur and gives no information on the type
of anion interaction on these exchange sites. Duwig et al. (2003) determined the AEC
with both static and dynamic methods using the same anion, and obtained different
107
values. They explained the discrepancy by differences in the experimental conditions
that can affect the adsorption. In this study, the AEC was estimated through batch
experiments with the anion Cl-. Cl- is considered to be a good tracer for NO3--N
(McMahon and Thomas, 1974), however the experimental conditions between batch
and columns are not the same, mostly the way the anion and the soil particles are in
contact differs. In addition to the difference in the anion and experimental conditions
used, the role of soil physical parameters is important when the retardation coefficient
through displacement experiments is determined, in comparison to static methods.
The increase of R with depth can directly be related to the increase of soil allophane and
imogolite content, as reported by Kinjo and Pratt (1971) in their study of NO3--N
adsorption in acid soils from Mexico and South America. In Table 2, it can be noted that
the pH increases with depth as the carbon content decreases, while the retardation
increases. As found in many studies on anion transport in variable charge soils where
soil conditions are modified (Qafoku et al., 2000; Magesan et al., 2003), retardation is
negatively correlated with pH. However while studying different soil layers under
natural conditions, this relationship is not so evident, as other factors affect anion
adsorption such as amorphous materials.
Dispersion
The dispersion was found to increase with depth. This phenomenon is linked to the
difference in soil structure from one soil layer to another. The soil has a loamy structure;
however the tillage, the carbon content, the amorphous material content and the water
content modify the structure. It varies from granular of loose consistency on the surface,
to granular with subangular blocky moderately thick of friable consistency at depth. The
dispersivity coefficient was calculated as for packed columns, and the values obtained
are in the range of those reported by Magesan et al. (2003). These authors studied
solute movement through intact columns of an allophanic soil under unsaturated flux.
Comparison between packed and intact columns
The discrepancy found between the two columns type are linked to difference in soil
structure. The fine and loose structure of the top intact columns (C1) is homogenous,
due to tillage practices, and comparable to the structure of packed columns. It is
confirmed by the fact that the dispersion of packed columns (Cd1 to Cd3) where the soil
was sieved and compacted to the same bulk density was found to be similar to column
C1. At a greater depth, the soil is more aggregated and the deeper intact core
dispersivity increases. While solute transport in packed columns was found to be
uniform and under physical equilibrium, deep intact soil core exhibited preferential flux,
leading to accelerated solute movement. Retardation coefficient obtained in packed
columns was equal to those obtained in intact soil cores from the surface horizon. This
result can be explained by two factors: similar soil characteristics as the soils were
sampled at the same depth, and similar soil structure. In intact soil cores, retardation
increased with depth, due to variation in soil amorphous material contents. While the
Br- and NO3--N anions are being more retarded at depth compared to the water tracer, it
must be noted that they will move through this deep layer quicker than an inert tracer in
the same soil without preferential flux (see Figure 3b). Consequently, nitrate present at
this depth which is below the root zone (90cm) cannot be used by plants, and will
quickly move to the groundwater.
108
CONCLUSIONS
The Andisol (Typic Hapludand) from the Mexican catchment “la Loma” shows a NO3-N adsorption capacity that could retard its transfer towards the aquifer. However, in
deeper layers, the preferential flow is the dominant process during the displacement
experiments, a factor that accelerates nitrate transfer towards groundwater resources. In
the packed columns, where the concentration and flux density effect on the reactive
anions was studied, the retardation decreased when the input concentration increased,
indicating that the N-NO3- adsorption in the soil is non-linear. The dispersivity was
similar in all packed columns, showing that the packing method was effective to
recreate comparable structure in each column. In the intact columns where the variation
of anion adsorption with depth was analysed, the retardation increased with depth. The
variation of retardation coefficient was directly correlated to the increase of amorphous
materials with depth but not with the anion exchange capacity. The dispersivity also
increased with depth, due to the change in soil structure between soil surface and the
horizon at 1-meter depth. In both type of columns, Br- was slightly more retarded than
NO3--N. The packed columns are useful to study the effect of the soil properties on the
anions adsorption, nevertheless, the intact columns describe better the solute transport
towards the aquifer as they parallel more closely the soil structure and pore geometry
found under field conditions. Results indicate that extremely thoughtful consideration
must be taken before extrapolating fertilizer movement study results obtained from
packed soils to the field situation. Andisols, while having a fine and poorly developed
structure with mostly micropores, can display preferential flux and, as noted by Jarvis
(1998), this process must be considered more like a rule rather than an exception.
AKNOWLEDGEMENTS
Blanca Prado is indebted to CONACYT (Mexico) and SFERE (France) for her Ph D.
grant. The authors thank the “Laboratorio de Fertilidad de Suelo” of “Colegio de
Postgraduados, Montecillo” for the soil analyses. The research was funded by the
“Institut de Rercherche pour le Développement” (IRD), France.
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111
IV.3.2. Effet de l'injection de créneaux successifs sur la structure du sol
L’effet de l'injection de créneaux successifs sur la structure du sol n’a pas été
discuté dans l’article, il est donc présenté ici.
La figure IV-1 montre les courbes de sortie de deux créneaux successifs injectés
dans la même colonne de sol remanié (CR1) à la même vitesse Darcy (0.032 cm min-1).
La teneur eau reste constante pendant les deux créneaux (0.65 cm3cm-3). Le pic de la
courbe du premier créneau est un petit peu plus haut que celui du second créneau,
certainement dû au fait que la conductivité de base est un peu plus élevée que celle du
second créneau (IV-1a). Les deux courbes ont la même forme, un front d’adsorption
moins dispersé que le front de désorption. Il faut noter sur le graphique l’augmentation
de la dispersion entre la courbe du premier créneau et la courbe du second créneau.
Apparemment, avec le passage de l’eau et du nitrate, la structure du sol se dégrade avec
la création des chemins préférentiels, ce qui explique l’augmentation de la dispersion
donc un pic de concentration plus faible, une courbe plus étalée et la sortie anticipée du
second créneau de nitrate par rapport au premier (IV-1b). Ce résultat est similaire à
celui reporté par Pallud (2000), l’auteur a injecté trois créneaux successifs de Br- dans la
même colonne de sol remanié. L’auteur trouve que les courbes de sortie sont de plus en
plus étalées au fur et à mesure des apports, alors que la première courbe est symétrique,
et une traînée à la fin de la courbe apparaît pour la deuxième et s’amplifie pour la
troisième. En effet, à cause de la dégradation de la structure du sol avec le passage du
flux, il n’est pas possible de faire des répétitions avec la même colonne, c’est un des
désavantages de l’utilisation des colonnes de sol pour analyser le transport d’un soluté.
Sur le terrain, des pluies successives peuvent avoir des conséquences sur la lixiviation
du nitrate, après plusieurs années de pluie le passage du flux peut créer des schémas
préférentiels qui accélérent le mouvement des solutés vers le bas en augmentant le
risque de pollution des eaux souterraines par le nitrate.
(a)
Premier créneau
600
µ s/cm
Deuxième créneau
400
200
0
0
1
2
3
volume de pore
112
4
(b)
Premier créneau
0.003
0.002
-
N-NO3 mol/L
Deuxième créneau
0.001
0
0
1
2
volume de pore
3
4
Figure IV-1. Courbes d’élution des créneaux successifs injectés dans la colonne
CR1, a) courbe de conductivité électrique et b) courbe de concentration de nitrate.
IV.4. Conclusions
Les expériences de transfert d’eau et du nitrate dans des colonnes sol intact et
remanié, ont permis d’étudier chacun des processus impliqués dans le mouvement de
l’eau et de solutés dans la matrice du sol volcanique de la Loma, ainsi que de comparer
l’intérêt qu’apporte chaque type de colonne.
Le sol volcanique de la Loma retarde le mouvement des anions étudiés : nitrate
et bromure, par rapport au traceur de l'eau (voir 18O). De plus, l’ion bromure est
préférablement retenu par rapport à l’ion nitrate. Apparemment, le chlorure présent de
façon naturel dans le sol ainsi que le chlorure injecté dans la solution de sol reconstituée
comme étant l’anion accompagnateur des cations, rivalise avec le nitrate pour les
mêmes sites d’adsorption du sol.
Dans les colonnes de sol remanié, l'adsorption des anions est non linéaire, le
retard variant avec la concentration d’injection. Dans les colonnes de sol intact, la
variation du coefficient de retard est mieux corrélée au taux de matériaux amorphes
qu’à la capacité d'échange anionique du sol. Dans ce type de colonnes, la structure du
sol influe fortement le transport : la dispersion varie avec la profondeur et l’existence de
flux préférentiels a été démontrée dans les horizons de profondeur L’injection de
créneaux successifs affecte la structure du sol, en créant des chemins de flux
préférentiels qui accélèrent la sortie du soluté de la colonne.
Les colonnes de sol remanié et la colonne de sol intact de surface ont produit des
courbes symétriques qui ont été modélisées de façon satisfaisante avec l’équation
classique de convection dispersion. D'autre part, à la sortie des colonnes de sol intact
C2, C3 et C4, des courbes asymétriques ont été observées avec des sorties anticipées,
113
lesquelles ont été modélisées correctement avec le modèle a deux régions d’eau : mobile
et immobile.
L'analyse des résultats obtenus dans cette étape préliminaire amène à réfléchir sur
les points suivants pour compléter l’analyse des courbes de sortie et les processus
impliqués dans le transfert du nitrate dans le sol de la Loma :
-
Est ce que la sortie anticipée et l'asymétrie des courbes de sortie des colonnes de
sol intact sont le résultat du non équilibre physique ? La réponse est visiblement
oui, puisque ce comportement est observé lors de la sortie de l’oxygène 18.
Toutefois, est ce qu’il est possible de trouver des chemins de flux préférentiel
dans un sol volcanique avec une texture fine et très perméable?
-
Est-ce que l'asymétrie des courbes de sortie des anions est aussi due au non
équilibre chimique provoqué par la réduction du temps de contact sol-soluté
étant donné la présence des flux préférentiels ?
-
Est-ce que l'adsorption du nitrate est effectivement non linéaire ? Ou bien, le
résultat trouvé est-il dû à la saturation des sites d'adsorption lors des conditions
expérimentales fixées dans cette étude (à cause de la présence d’autres anions :
Cl- et Br-) ce qui provoque qu’à un certain moment le soluté d’intérêt ne
s'adsorbe plus dans le sol, d’où une diminution du retard du nitrate à plus forte
concentration du soluté provoquant une courbe asymétrique ? Ou encore,
l'adsorption du nitrate est linéaire mais il existe une cinétique d'adsorption ?
Cette dernière hypothèse a été écartée après le résultat trouvé dans les colonnes
de sol remanié où ni le retard ni la dispersion ne changent en faisant varier la
vitesse du flux. Par contre, peut-on attendre le même résultat dans des colonnes
de sol intact dans lesquelles l'hétérogénéité structurelle joue un rôle important ?
-
Est-ce qu’effectivement le sol de la Loma montre une légère préférence pour le
bromure sur le nitrate alors que les deux anions sont monovalents ? Ou bien, le
nitrate est dégradé dans le temps de l'expérience ce qui expliquerait le plus grand
retard trouvé dans le cas du bromure ?
Pour répondre à toutes ces questions, une analyse soigneuse du mouvement de l'eau
et du soluté ainsi que des propriétés du sol est nécessaire. Le protocole expérimental de
la deuxième étape aura pour but principal de répondre à chacune des questions posées
afin d’avoir toute l’information nécessaire pour faire un analyse précise des courbes
d’élution.
114
Chapitre V
V. MOUVEMENT DE L’EAU EN COLONNES DE SOL AFFECTE
PAR LES CARACTERISTIQUES DU SOL
V.1 Mouvement de l’eau en colonnes de sol
Le chapitre IV a montré que la structure du sol joue un rôle très important dans
le transport des solutés. Les schémas de transport des solutés et de l'eau dans le sol sont
compliqués. Ceci est dû aux caractéristiques comme l'épaisseur de l'horizon, la
macroporosité, la texture et la structure du sol (Strock et al., 2001).
Dans la bibliographie, des études montrent la relation entre les caractéristiques
structurelles du sol et les processus de transport de solutés. Seyfriend et Rao (1987)
indiquent que la dispersion d'un soluté non réactif peut être en rapport avec la structure
du sol et sa teneur en eau. Au contraire, Bejat et al. (2000) mentionnent que dans des
conditions de non saturation, il existe une relation linéaire entre la teneur en eau du sol
et la dispersion, ainsi qu'entre ce dernier paramètre et la vitesse de pore, cependant,
l’auteur n'a pas trouvé une relation directe entre les propriétés structurelles du sol et la
dispersion ou la vitesse de pore.
La porosité joue un rôle déterminant dans le mouvement de l'eau dans le sol.
Walker et Trudgill (1983) ont présenté des corrélations significatives entre les
paramètres du transport des solutés et des variables géométriques décrivant les pores,
déterminées grâce à l'analyse d'images de lames minces. Yule et Gardner (1978)
suggèrent que la dispersivité est exclusivement déterminée par la géométrie des pores.
Poletika et Jury (1994) assument que la présence de macropores est un des facteurs
responsable de l’hétérogénéité des mouvements d'eau et de solutés dans un sol structuré.
Les schémas de macroporosité varient avec la teneur en eau, l’intensité du flux, le type
de sol et sa morphologie, les pratiques agricoles et l’activité de la faune du sol (Andreini
et Steenhuis 1990; Shipitalo et al. 1990; Edwars et al. 1992; Quisenberry et al. 1994).
Les études expérimentales où la courbe de sortie du soluté et les caractéristiques
structurelles du sol sont déterminées dans le même échantillon intact de sol, en
permettant l'établissement d'une relation directe entre les paramètres de mouvement du
soluté et les caractéristiques de porosité du sol, sont rares (Bejat et al. 2000; Sugita et
Gillham 1995; Sugita et al. 1995). De plus, les études de ce type appliquées au cas des
andosols sont quasi inexistantes.
L'étude de lames minces (Walker et Trudgill, 1983), et l'utilisation de colorants
(Seyfried et Rao, 1987 ; Hatano et al. 1992 ; Vanderbourght et al. 2002) ont été les
outils privilégiés utilisés pour analyser la structure et la porosité du sol et les paramètres
de transport de façon qualitative (visualisation).
115
Dans ce chapitre, on présente les résultats d’expériences de transfert en colonnes
de sol en utilisant un traceur de l’eau (voir l’18O). L’utilisation de l’18O permet d’une
part, d’identifier les paramètres hydrodispersifs du sol et d’autre part, de mettre en
évidence et de quantifier le retard du mouvement du nitrate dans le sol par rapport à
celui de l’eau (chapitre VI). Après les expériences de transfert, des lames minces sont
réalisées à partir des mêmes colonnes de sol. L'analyse d'images de ces lames minces
permet de mettre en rapport les propriétés structurales et poreuses du sol avec le
mouvement du traceur de l’eau. Finalement, l’analyse de la porosité hydrauliquement
fonctionnelle, ainsi que la mise en évidence de la présence de flux préférentiel sont
faites directement sur le terrain à partir d'expériences d’infiltrométrie à la Loma. Toutes
les analyses sont effectuées pour trois profondeurs différentes du profil du sol.
L’objectif de ce chapitre est d’analyser les propriétés structurelles du sol et sa
variation avec la profondeur dans le profil du sol de la Loma, ainsi que d’étudier la
relation entre celles-ci et les processus de transfert de solutés à travers le sol.
V.1.1 Caractéristiques physiques des colonnes étudiées
V.1.1.1. Colonnes de sol intact
Dans la deuxième étape expérimentale, les caractéristiques physiques des
colonnes ont été modifiées par rapport à celles utilisées dans la première série
d’expérience. Pour les colonnes de sol intact, seulement trois profondeurs (5, 30 et 80
cm) ont été considérées, au lieu des quatre utilisées précédemment (5, 30, 55 et 80 cm).
L’analyse des courbes d’élution obtenues dans la première série d’expérience (chapitre
IV) a montré que les profondeurs de 55 et 80 cm ont un comportement physique et
chimique similaire. Nous avons donc décidé d’éliminer la profondeur de 55 cm.
V.1.1.2. Colonnes de sol remanié
En ce qui concerne les colonnes de sol remanié, au lieu de n’utiliser qu’une seule
profondeur (20-60 cm) comme dans la première série d’expériences, nous avons utilisé
les même trois profondeurs que pour les colonnes de sol intact, ce qui modifie aussi la
valeur de la densité apparente considérée pour le remplissage des colonnes. Les
premiers essais de remplissage (voir colonnes CR1, CR2 et CR3 chapitre IV) ont été
faits à une densité apparente théorique d’environ 0.8 g.cm-3. Pour la seconde série
d’expériences, la valeur de ce paramètre déterminé sur le terrain pour chaque
profondeur, sera prise en compte pour le remplissage des colonnes de chaque
profondeur.
La longueur de quelques colonnes de sol intact et la totalité des colonnes de sol
remanié, a été réduite à 15 cm. Cette modification permet de réduire la vitesse
d’injection (et donc d’augmenter le temps de séjour) sans augmenter la durée de
l’expérience. Les premiers essais ont montré que ni la forme de la courbe de sortie, ni le
retard ne sont affectés par la réduction de la longueur des colonnes.
V.1.2 Variables expérimentales
La vitesse de Darcy est plus faible que dans la première série d’expériences.
L’intérêt de diminuer la vitesse Darcy est de vérifier si le flux préférentiel trouvé dans
116
les colonnes de sol intact au cours de l’étape préliminaire est seulement le résultat de
vitesses Darcy élevées. De plus, à cause de l’effet des créneaux successifs sur la
structure du sol mis en évidence dans l’étape préliminaire, un seul créneau par colonne
étudiée a été injecté. L’intervalle de la vitesse Darcy est de 0.004 à 0.03 cm min-1 pour
cette seconde série d’expériences. La vitesse de 0.004 cm min-1 sur la durée totale de
l’expérience en colonne représente la pluie moyenne mensuelle durant la saison des
pluies, et 0.03 cm min-1 la pluie moyenne annuelle. La taille du créneau reste d’un demivolume de pore. Les Tableaux V.1 et V.2 montrent respectivement les caractéristiques
physiques et les paramètres expérimentaux des colonnes de sol remanié (CR) et de sol
intact (C).
Étant donné les hétérogénéités structurales des colonnes de sol intact,
l’écoulement s’est révélé différent pour chaque colonne étudiée, ce qui explique
l’impossibilité de faire des répétitions exactes des expériences pour chaque colonne, par
rapport à la vitesse d’injection. Pour la même raison, les vitesses d’écoulement dans les
colonnes de sol intact ont été inférieures aux vitesses utilisées dans les colonnes de sol
remanié. Néanmoins, les valeurs de vitesse d’écoulement dans les colonnes de sol intact
restent dans l’intervalle des valeurs de vitesse d’écoulement des colonnes de sol
remanié.
Tableau V.1 Caractéristiques physiques des colonnes de sol remanié.
Colonne
CR1
CR2
CR3
CR4
CR5
CR6
CR7
CR8
CR9
Profondeur
cm
5
5
5
30
30
30
80
80
80
Longueur
cm
15
15
15
15
15
17
16
15
15
ρ
g.cm-3
0.65
0.68
0.70
0.70
0.72
0.70
0.64
0.63
0.64
θ
cm .cm-3
0.98
0.99
0.89
0.90
0.90
0.98
0.85
0.91
0.91
3
Darcy
cm.cm-1
0.029
0.031
0.020
0.020
0.014
0.031
0.018
0.013
0.020
Vo
cm3
72
73
71
68
69
84
65
67
69
Tableau V.2 Caractéristiques physiques des colonnes de sol intact.
Colonne
C1
C2
C3
C4
C5
C6
C7
C8
C9
Profondeur
cm
5
5
5
30
30
30
80
80
80
Longueur
cm
25
15
15
15
25
23
15
25
15
ρ
gcm-3
0.79
0.74
0.63
0.61
0.79
0.82
0.70
0.69
0.60
117
θ
cm cm-3
0.66
0.83
0.70
0.82
0.77
0.79
0.88
0.77
0.84
3
Darcy
cm cm-1
0.032
0.008
0.005
0.004
0.016
0.013
0.012
0.016
0.005
Vo
cm3
392
296
250
291
459
424
314
458
298
V.1.3 Résultats des expériences en colonnes
0.7
0.6
Colonne intacte
C/Co
0.5
0.4
Colonne en remaniée
0.3
0.2
0.1
0
0
1
2
3
4
5
Volume de pore
Figure V-1. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 pour une
colonne de sol intact (cercles) et une colonne de sol remanié (ligne), qui
correspondent aux colonnes C9 et CR9 à 80 cm de profondeur.
V.1.3.1. La forme des courbes d’élution
La Figure V-1 montre les deux types de courbes d’élution adimensionnalisées
obtenues avec le transfert de l’oxygène 18. D’une part, nous obtenons des courbes
symétriques (colonne de sol remanié), où l’équilibre physique dans le système est
évident. Ce type de courbe a été bien modélisé par l’équation classique de convectiondispersion (CDE). D’autre part, nous obtenons des courbes asymétriques avec une sortie
anticipée (avant l’obtention d’un volume de pore) à la sortie des colonnes de sol intact.
Dans ce cas, le modèle en non équilibre physique, qui considère deux types de teneur en
eau (mobile et immobile), modélise correctement ces données expérimentales.
La Figure V-2 montre deux courbes de sortie simulées, les données
expérimentales et le signal du créneau injecté pour deux colonnes de sol remanié : (a) 5
cm et (b) 30 cm de profondeur, il s’agit des colonnes CR2 et CR6. Pour la totalité des
colonnes de sol remanié (différentes profondeurs et différents paramètres
expérimentaux), des courbes en équilibre ont été obtenues, avec la sortie du pic après 1
volume de pore injecté.
La figure V-3 montre les courbes simulées, les données expérimentales et le
signal du créneau injecté pour trois colonnes de sol intact : (a) 5 cm, (b) 30 cm et (c) 80
cm de profondeur. Il s’agit des colonnes de sol intact C1, C5 et C8 (Voir Tableau V-2).
Nous avons choisi ces trois colonnes pour expliquer le processus de transfert. Ce sont
aussi les colonnes étudiées dans la section V.2 de ce chapitre. Pour les colonnes de sol
intact de l’horizon de surface, les deux types de courbes ont été obtenus, tandis que pour
les colonnes de sol intact en profondeur seulement des courbes d’élution asymétriques
ont été obtenues. La figure V-3a montre une colonne en équilibre (colonne C1, en fait
c’est la seule colonne de surface qui soit en équilibre, les colonnes C2 et C3 ne sont pas
118
en équilibre physique). La taille du créneau varie d’un essai à l’autre à cause de la
difficulté d’établir le flux dans la colonne. En effet, au moment d’injecter le créneau
nous avons fait le calcul de la vitesse de Darcy en prenant en compte la vitesse
d’injection de la pompe à l’entrée, cependant, un débit moyen à la sortie de la colonne a
été estimé par la suite à partir des poids des échantillons pris de façon automatique. Les
valeurs de vitesse présentées dans les tableaux sont des valeurs moyennes entre le flux à
l’entrée et à la sortie de la colonne. Avec cette valeur, la durée d’injection du créneau,
calculée au préalable, a du être corrigée.
La courbe de la colonne de surface est symétrique et le maximum de la courbe se
trouve à un volume de pore après l'injection de la moitié du créneau (Figure V-3a). Les
deux autres courbes sont asymétriques avec des sorties anticipées, ce qui montre le nonéquilibre physique dans le système (Figures V-3b y V-3c).
(a)
1
Profondeur 5 cm
C/Co
0.8
0.6
0.4
0.2
0
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
volume de pore
(b)
1
Profondeur 30 cm
C/Co
0.8
0.6
0.4
0.2
0
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
volume de pore
Figure V-2. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 pour deux
colonnes de sol remanié : (a) 5 cm et (b) 30 cm de profondeur. Données
expérimentales et simulées.
119
(a)
1
C/Co
0.8
Profondeur 5 cm
0.6
0.4
0.2
0
0
1
2
Volume de pore
3
4
(b)
1
C/Co
0.8
Profondeur 30 cm
0.6
0.4
0.2
0
0
(c)
1
2
Volume de pore
3
4
1
C/Co
0.8
Profondeur 80 cm
0.6
0.4
0.2
0
0
1
2
3
4
Volume de pore
Figure V-3. Courbes d’élution adimensionnalisées de l’oxygène 18 pour trois
colonnes de sol intact : (a) 5 cm, (b) 30 cm et (c) 80 cm de profondeur. Données
expérimentales et simulées.
120
Ces différents types d’écoulement sont principalement dus aux différences
structurales entre les deux types de colonnes. D’une part, pour les échantillons de sol de
surface, le sol est homogène est sans aucune structure, l’écoulement est donc homogène.
D’autre part, les colonnes de sol intact présentent des chemins préférentiels
certainement provoqués par la présence de macropores (fissures, pores dus à la faune du
sol, trous de racines), bien connectés. Dans les paragraphes suivants nous présenterons
les caractéristiques de la structure du sol qui sont en relation avec le mouvement de
l’eau et qui provoquent ce type d’écoulement préférentiel. Une des hypothèses pour
expliquer ces deux types d’écoulements dans les colonnes de sol intact de surface, est
l’influence du travail de labour. En effet, le labour peut expliquer d’une part, la
destruction des agrégats en mélangeant et homogénéisant les 20 premiers centimètres du
profil de sol, ce qu’on reproduit en tamisant le sol avant le remplissage des colonnes de
sol remanié. D'autre part, en considérant que l'échantillonnage des colonnes a été fait
après une période de 5 mois de repos du sol, dans ce cas la présence de racines qui sont
restées de la culture précédente et des mauvaises herbes poussées pendant cette période,
en plus de la faune du sol qui s’est réorganisée après cinq mois, sont des possible
facteurs pour expliquer la formation des chemins préférentiels.
V.1.3.2. Paramètres issus de la modélisation
Les tableaux V.3 et V.4 montrent les résultats obtenus lors de la modélisation
des colonnes de sol remanié et des colonnes de sol intact respectivement.
Tableau V.3 Paramètres de modélisation des colonnes de sol remanié.
Colonne
CR1
CR2
CR3
CR4
CR5
CR6
CR7
CR8
CR9
Profondeur
cm
5
5
5
30
30
30
80
80
80
Pe
22
19
21
20
21
22
23
23
22
λ
cm
0.69
0.77
0.71
0.77
0.79
0.66
0.66
0.66
0.68
Modèle
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Equilibre
Tableau V.4 Paramètres de modélisation des colonnes de sol intact.
Colonne
Profondeur
cm
C1
5
C2
5
C3
5
C4
30
C5
30
C6
30
C7
80
C8
80
C9
80
Pe= nombre de Peclet
Pe
25
8
5
5
15
11
16
20
5
λ
cm
1.0
1.9
3.1
2.9
1.6
2.4
0.9
1.2
2.8
f=θm/θ
1.00
0.80
0.70
0.66
0.73
0.78
0.75
0.76
0.72
121
tα
minutes
1657
2272
2379
795
685
667
577
2352
ts
minutes
1026
1254
1084
534
487
461
544
1073
Modèle
équilibre
NEQ
NEQ
NEQ
NEQ
NEQ
NEQ
NEQ
NEQ
λ = dispersivité (Dispersion/vitesse de pore)
f = θ/θm = fraction d’eau mobile dans la colonne
tα = temps caractéristique d’échange
ts = temps de séjour
NEQ = non équilibre physique
V.1.3.3. Dispersivité
Vu les différentes valeurs de vitesse utilisées dans les deux types de colonnes, on
estime le nombre de Peclet (Pe) à partir de l'équation vL/Ds, afin de comparer
l’importance relative des processus de diffusion moléculaire et de dispersion convective
dans la colonne. Kutílek et Nielsen (1994) proposent quatre zones des valeurs de Pe
pour définir l'importance relative de ces processus dans les études en laboratoire :
Zone : 1 Pe<0.3 ; zone 2 : 0.3<Pe<5 ; zone 3 :5<Pe<20 ; zone 4 : Pe>20. Pour les zones
1 et 2 la diffusion moléculaire est importante, tandis que pour les zones 3 et 4 elle
devient faible. Les valeurs du nombre de Peclet obtenues pour les colonnes de sol intact
sont supérieures à 5 (Tableau V.4) et pour les colonnes de sol remanié sont supérieures
à 20 (Tableau V.3). Le résultat trouvé permet d’établir que pour les intervalles de
vitesse utilisés dans le deux types des colonnes, la diffusion moléculaire est faible
devant la dispersion convective, le coefficient de dispersion (Ds) est alors proportionnel
à la vitesse de l’eau dans les pores (v). Dan ce cas, il est possible donc d’estimer la
dispersivité comme le rapport entre Ds/v.
Dans le Tableau V.4 on présente les valeurs estimées des paramètres : f, α et λ,
obtenues lors de la modélisation des donnés expérimentales. La valeur de f a un impact
sur la sortie anticipée du flux (avant un volume de pore) tandis que la valeur de λ joue
sur le degré de dispersion de la courbe autour d’un déplacement uniforme de type
piston. Ces résultats montrent que dans la colonne de surface (C1) toute l'eau est mobile
(f=1) (Figure V-3a) tandis que dans les deux autres colonnes (C5 et C8, Figures V-3b et
V-3c) les fractions d'eau mobile sont de 0.73 et 0.76 respectivement, ce qui explique la
sortie anticipée du flux pour ces deux colonnes. Même si la valeur de f est différente
entre ces deux colonnes, les deux courbes sortent à la même valeur du volume de pore,
apparemment la différence entre ces deux valeurs ne semble pas affecter de façon
importante la sortie des courbes. Les différences dans les valeurs de λ et f font que les
courbes ont des formes différentes. La différence dans la hauteur des pics des courbes
est le résultat des différentes valeurs de dispersivité. Une dispersivité plus importante
provoque des courbes plus étalées et des pics moins marqués. Le pic de la courbe à 30
cm de profondeur est plus faible que celui de la courbe à 80 cm de profondeur, ce qui
coïncide avec une valeur plus importante de la dispersivité à 30 cm.
Les différences structurales entre les deux types de colonnes sont aussi mises en
évidence par les valeurs différentes de la dispersivité obtenues pour chaque type de
colonne. La dispersivité est identique pour la totalité des colonne de sol remanié (de
l’ordre de 0.7 cm) pour l’intervalle des vitesses considérées et quelle que soit la
profondeur considérée. Ce résultat est dû à l’homogénéisation induite par la méthode de
remplissage utilisée. Le processus de compactage du sol, qui permet d’obtenir une
structure homogène, comme celui suivi avec les colonnes de sol remanié, peut être
décrit par un paramètre qui devient constant : la dispersivité (Flury et al, 1998). D'autre
part, pour la colonne de sol intact de surface en équilibre physique, la valeur de la
dispersivité obtenue est de 0.98 cm, valeur qui est à la limite inferieure de ce paramètre
122
pour un sol intact d’après Magesan et al. (1995). Pour le reste des colonnes de sol intact
la valeur de la dispersivité est de l’ordre de 2 cm et cette valeur varie entre les trois
horizons. La dispersivité est un paramètre affecté par la structure du sol. Nos résultats
mettent donc en évidence les différences structurales qui existent entre les horizons des
différentes profondeurs étudiées. Rao et al. (1980) considère une valeur de dispersivité
de 2.14 cm pour un sol bien structuré (avec des agrégats). Le sol de la Loma a une
texture limon sableuse (GEPPA) homogène tout au long du profil, par contre, le travail
de labour modifie quelques propriétés physiques et chimiques en surface de ce sol
(Prado et al., 2006). La structure de ce sol est un des paramètres le plus affecté, on
trouve notamment une structure granulaire avec une consistance lâche en surface et en
agrégats en profondeur.
V.1.3.4. Echanges de masse entre les fractions d’eau mobile et immobile
Le coefficient d’échange entre les fractions mobile et immobile (α) est affecté
par la vitesse de pore (v), la taille des agrégats et la longueur du chemin à parcourir par
les molécules d’eau. Le coefficient d’échange (α) augmente proportionnellement avec
la vitesse de pore (v), le coefficient de corrélation entre α et v est de 0.93. Bien que la
longueur du chemin affecte aussi ce paramètre, les variations de longueur des colonnes
n’ont apparemment pas affecté la valeur de α. En effet, les valeurs de α pour des
colonnes de différentes longueurs et pour la même profondeur n’ont presque pas changé
(respectivement 0.00033 min-1 et 0.00032 min-1 pour une colonne de 15 cm et 25 cm de
longueur). Cela signifie aussi que les longueurs des chemins poreux sont petits par
rapport à la longueur des colonnes utilisées, nous rassurant sur la représentativité du
volume des colonnes utilisé.
L’équilibre physique suppose que les échanges se font de façon instantanée. Le
tableau V-4 montre que pour les colonnes en non équilibre physique, le temps
caractéristique d’échange (tα) est plus grand que le temps de séjour (ts). Ainsi, le soluté
n’est pas resté dans la colonne durant un temps suffisant pour arriver à l’équilibre
physico-chimique avec le sol. Le flux préférentiel réduit le temps de contact entre le
soluté et la matrice du sol.
V.2 Structure et porosité du sol
Les résultats obtenus au cours des expériences de transfert du traceur de l’eau en
colonnes de sol mettent en évidence que la structure du sol joue un rôle déterminant
dans le mouvement des solutés. Pour analyser plus en détail les caractéristiques du sol
de la Loma, l’étude de la structure du sol a été faite par l’analyse de lames minces
obtenues à partir de deux sources : (1) des échantillons intacts du sol pris dans différents
horizons du profil et (2), des colonnes de sol intact après les expériences de transfert
(VI.3).
V.2.1 Analyse de lames minces du profil du sol
Dans un premier temps, une analyse visuelle des lames minces du profil de sol a
été faite. La Figure V-4 montre les lames minces du profil de sol à deux profondeurs :
15 cm (a) et 80 cm (b). Les deux images montrent une structure poreuse avec des
agrégats. Il faut noter par contre la différence au niveau de la connexion entre les pores.
123
Figure V-4. Images de lames minces du profil du sol : a) en surface b) à 80 cm de
profondeur
La lame de profondeur montre des macropores bien connectés tout au long de la
lame, ce qu’on ne voit pas sur la lame mince du sol de surface.
V.2.2 Analyse des lames minces lors des expériences de transfert en colonnes
En collaboration avec Patrice Delmas de l’Université d’Auckland dans le cadre
du projet CONACYT « Estudio del proceso de migración de plaguicidas en los suelos
volcánicos: Determinación de los parámetros reales de transporte con las técnicas no
destructivas » réalisé au sein du Colegio de Postgraduados, un logiciel d’analyse
morphologique pour caractériser le milieu poreux du sol volcanique de la Loma, a été
développé à partir de techniques de traitement des images et appliqué aux lames minces.
Les paramètres obtenus à l’aide de ce logiciel sont : la porosité totale, la macroporosité,
la connexion entre les pores, le facteur de forme et la tortuosité. L’objectif est de
chercher une relation entre les paramètres caractérisant le mouvement de l’eau
(résultats obtenus en colonne) et les paramètres décrivant le réseau poral obtenus à
partir de l’analyse des lames minces.
V.2.2.1 Le procédé expérimental pour obtenir les images
Après les expériences de transfert, la colonne a été découpée en morceaux de 5
cm de longueur, chaque morceau a été imprégné avec une résine polyester. Des coupes
transversales ont été faites pour obtenir les lames minces correspondantes (voir chapitre
124
II pour la méthodologie de préparation de lames minces). De cette façon, nous avons au
minimum trois lames minces pour chaque colonne afin d’étudier la porosité transversale
du sol. Les lames minces sont ensuite scannées avec un scanner optique (hp scanjet
7400c) pour obtenir une image. La résolution de l’image est de 11 microns par pixel.
C’est la taille mesurée expérimentalement à l’aide d’une règle posée sur la lame mince.
Par exemple 10,000 pixels sur une lame mince de 11 cm donne une résolution minimale
de 11 microns. La taille minimale des pores visibles sur une image est de 11 microns.
V.2.2.2 Le traitement des images
Le processus de traitement d’image des lames minces s’effectue en plusieurs
étapes (Figure V-5), ce travail a été réalisé par le Dr. Patrice Delmas et ses étudiants. Ce
traitement fait référence à des techniques et du vocabulaire qui peuvent être absconds
pour les hydrologues et pédologues. Cependant, nous avons décidé de laisser ces
descriptions pour ceux qui les utilisent en science du sol. Dans un premier temps
l’image scannée du sol (Figure V-5a) est segmentée (Figure V-5c) utilisant un
algorithme de « Prédiction de Couleur ».
Les niveaux de gris des pixels de pore varient beaucoup entre les images. La
segmentation des images avec des techniques classiques a été essayée mais elle n’a pas
donné de résultats exploitables. Au lieu de cela nous avons décidé d'utiliser une
procédure semi-automatique connue sous le nom de « Prédiction de Couleur ». D’abord,
les pixels correspondants à des pores et des non pores sont choisis manuellement pour
définir une matrice en 2D de prédiction de couleur (Teinte - Saturation ou Hue Saturation = H-S en anglais). Une large fenêtre gaussienne positive pondérée (filtre
passe-bas) est donc utilisée pour incrémenter le voisinage de chaque pixel classé comme
pore, tandis que une fenêtre étroite négative décrémente le voisinage des pixels classés
comme non-pore. Le lissage gaussien ainsi que l’inclusion de pixels ne faisant pas partie
du réseau poreux (via des valeurs négatives) améliore considérablement les résultats de
la segmentation. Le predicteur couleur dans l’espace Teinte-Saturation génère une table
qui comprend les valeurs positives et négatives de Teinte-Saturation. Le predicteur
couleur peut alors être séparé entre les régions pore et non-pore par le seuil du plan
Teinte-Saturation et créer une image binaire. La couleur noire est affectée aux pores et
la couleur blanche au sol (ou non pore) (Figure V-5b). Des opérateurs mathématiques de
morphologie (érosion, dilatation, ouverture, fermeture) sont appliqués pour filtrer les
pixels mal classés (i.e. bruit).
Un algorithme d’étiquetage séquentiel en 2 passes coin supérieur droit/coin
inférieur droit est ensuite utilisé pour assigner à chaque pore une identité propre
(représentée par une couleur différente dans la Figure V-5c). Il s’agit d’un algorithme
itératif proposé par Haralick et Shapiro (1985) qui conduit à une séquence d’étiquetage
haut-bas qui se propage, suivie de la propagation d’étiquetage bas-haut itératif jusqu'à
que ce qu’il ne se produise plus de changement. Une fois que tous les pores sont
marqués, leur périmètre (en suivant les bords) et leur aire (en comptant le nombre de
pixels) sont déterminés. Plusieurs paramètres (par exemple : facteur de forme,
connectivité bidimensionnel) peuvent donc être calculés.
125
Figure V-5. Le processus de traitement d’image des lames minces.
(c)
(b)
(a)
Image originale du sol
(e)
Erosion ultime
Résultat de la segmentation:
Noire pores et blanc sol
(f)
Erosion ultime « labeling »
(Nu)
126
Les pores individuals
“L b li ”
(d)
Fonction de distance,
en
rapport
à
la
connectivité
bidimensionnelle
De façon plus précise : l’aire de chaque pore est estimée par comptage du
nombre de pixels par pore. Le périmètre de chaque pore est déterminé en utilisant un
suivi de direction des points frontières à l’aide d’un « 8-voisinage » (8 directions
possibles, 2 distances possibles d’un pixel frontière au suivant, distance horizontaleverticale : 1, distance diagonale √2). Voir Figure V-6.
1
√2
Figure V-6. « 8-voisinage » pour estimer le périmètre des pores.
La connectivité bidimensionnelle des pores, introduit par Hallaire et al. (1997), est
estimée au moyen d’un indice original faisant appel à la notion «d’érosion ultime»,
proposée en morphologie mathématique par Serra (1982).
Sur une image binaire représentant la porosité, le nombre de connexité Nc
correspond au nombre de « particules connexes », c’est-à-dire au nombre de pores
individualisés, et le nombre d’Erodés Ultimes Nu correspond au nombre de parties
convexes dans la porosité (Figure V-5e et f). Ces deux grandeurs nous permettent de
définir l’indice de connectivité bidimensionnelle par: Ic= 1-Nc/Nu.
Ic varie de 0 à 1 et est d’autant plus petit que les pores sont isolés; il augmente lorsque
les pores sont reliés entre eux, ou sont arrangés en « chapelets ».
En utilisant l'image segmentée, la fonction « Distance » est d'abord calculée. Elle
est en rapport avec la distance minimale entre n'importe quel point dans le pore et la
frontière la plus proche. La fonction de Distance aidera à calculer l’Erodé Ultime qui est
lié à la connectivité bidimensionnelle, cette fonction donne la distance entre les points à
l’intérieur du pore et les points à l’interface matière-pore. Plus c’est blanc plus la
distance par rapport à la frontière est grande. Les points à l’extérieur du pore sont en
noir (Figure V-5d).
Le lieu des maxima de la fonction « Distance » définit l’ensemble des Erodés
Ultimes (Serra 1982). Dans notre cas les ensembles des Erodés Ultimes représentent les
pores individualisés dans le réseau de pores. Par exemple un pore concave cachera
certainement deux pores individuels connectés. La technique utilisée les sépare et les
met en évidence. Après plusieurs étiquetages et du comptage, le nombre des Erodés
Ultimes (Nu) est obtenu. Nc est le nombre de pores appartenant à la macro-porosité
comme marqué dans l'image segmentée. S'il y a seulement des pores convexes dans le
réseau de pores, dans ce cas, aucun pore n'est connecté et le paramètre Ic est égal à zéro.
Quand tous les pores sont connectés en produisant un seul pore original mais des érodés
ultimes multiples Ic est proche de 1 (Nc est égal à 1 et Nu est grand).
127
La tortuosité est définie comme la longueur du chemin réellement suivi (longueur
géodésique) entre deux points (Figure V-7 ligne continue) divisée par le chemin
apparent (Figure V-7 ligne discontinue) entre ces deux points. C’est le chemin le plus
court entièrement à l’intérieur du pore, divisé par le chemin le plus court (e.g. distance
directe) entre les 2 extrémités du chemin défini précédemment. La tortuosité moyenne
donne une idée de la sinuosité du réseau poreux. Ce paramètre peut prendre la valeur de
l’unité pour un pore circulaire ou rectiligne et des valeurs supérieures à l’unité pour des
pores à cheminement complexe.
Figure V-7. Mesure de la tortuosité d’un pore.
128
V.2.2.3. L’analyse des données du modèle
A partir des paramètres (aire et périmètre) obtenus grâce au traitement d’image,
le modèle calcule les paramètres : porosité surfacique, la taille et la forme de chaque
pore décris dans le paragraphe I.5, pour analyser la porosité supérieure à 11 microns sur
les images binaires. La valeur de chaque paramètre estimé pour chaque profondeur
correspond à la valeur moyenne obtenue à partir des trois lames minces de chaque
profondeur étudiée.
Comme il a été décris (I.5), la taille de chaque pore est estimée par l’aire de sa
section sur l’image (en pixels, ramenée en mm2 en multipliant par le facteur (112/106)
d’après la résolution des images de 11 microns par pixel). A partir de la taille des pores
trouvés sur les lames minces du sol de la Loma, et d’après la résolution des images les
pores sont classés en quatre classes de taille :
Classe 1: aire > 1 mm2
Classe 2: 0.09 mm2 <aire<1 mm2
Classe 3: 0.01 mm2 <aire< 0.09 mm2
Classe 4: aire < 0.01 mm2
A partir de l’aire de pore calculée sur l’image, on calcule un diamètre apparent,
en disant que le pore est circulaire pour pouvoir comparer nos résultats avec ceux de la
littérature. La macroporosité est reliée aux pores d’une taille supérieure à 50 microns de
diamètre. La valeur maximale du diamètre des pores trouvée dans toutes les lames
minces analysées étant de 2000 microns, avec un pore de taille exceptionnelle dans une
lame de 5 cm de profondeur de 4400 microns.
V.2.2.4 Analyse des résultats
La Figure V-8 montre le nombre moyen des pores trouvés dans les lames minces
pour chaque profondeur étudiée, ainsi que le pourcentage de la macroporosité totale. A
5 cm de profondeur il existe un plus grand nombre de pores totaux dans la section, qui
diminue à 30 cm et augmente légèrement à 80 cm. La macroporosité montre la même
tendance.
La Figure V-9 montre la distribution (en pourcentage) des tailles de pores pour
les quatre classes considérées et les trois profondeurs étudiées. Dans la classe 1 (les
pores les plus grands) le pourcentage de pores pour les trois profondeurs est très faible.
En ce qui concerne les classes 2 et 3, les pourcentages augmentent légèrement avec la
profondeur. Pour la classe de taille 4 il se produit le scénario inverse, le pourcentage de
pores diminue avec la profondeur. C'est-à-dire, en surface il y a un pourcentage plus
important de petits pores, tandis qu’aux profondeurs 30 et 80 cm il existe un
pourcentage plus important de pores grands par rapport à la surface, dans l’intervalle
des diamètres considérés dans cette étude. De façon similaire, la Figure V-10 montre la
distribution des tailles de pores en fonction de l’aire des pores en mm2.
129
nombre total des pores
macroporosité surfacique
100
nombre de pores
2000
80
1500
60
1000
40
500
%
20
0
0
5 cm
30 cm
80 cm
Figure V-8. Macroporosité et nombre moyen des pores dans les lames minces à
chaque profondeur étudiée.
Taille classe 1
Taille classe 3
70
Taille classe 2
Taille classe 4
60
%
50
40
30
20
10
0
5 cm
30 cm
80 cm
profondeur
Figure V-9. Pourcentage des pores des quatre classes de taille considérées pour
chaque profondeur étudiée
La Figure V-10 montre qu’à 5 cm de profondeur l’aire moyenne des pores dans
les classes 1 et 2 est plus importante qu'en profondeur, c'est-à-dire, à 5 cm il existe un
pourcentage inférieur de grands pores (classe 1 et classe 2) mais l’aire moyenne des
pores est supérieure aux pores des ces classes (classe 1 et 2) trouvés en profondeur. Pour
les classes 3 et 4, l’aire moyenne ne varie presque pas avec la profondeur.
130
2
mm
6
5
4
Taille classe 1
3
2
1
0
5 cm
30 cm
80 cm
Profondeur
0.30
5 cm
mm
2
0.25
0.20
30 cm
0.15
80 cm
0.10
0.05
0.00
taille classe 2
taille classe 3
taille classe 4
Figure V-10. Aire moyenne de pores dans les quatre classes de taille considérées
pour les trois profondeurs étudiées.
La Figure V-11 montre la distribution des formes d’après la classification de
Ringrose-Voase (1996). L'abondance de pores de type tubulaire ou rond est évidente
pour les trois profondeurs. A remarquer qu’à 80 cm il y a un plus grand pourcentage de
pores « fissures » par rapport aux autres profondeurs.
100
80
5
30
80
%
60
40
20
0
pores
d'assemblage
Pores fissures
pores ronds
Figure V-11. Distribution des formes des pores dans chacune des trois catégories
considérées pour les trois profondeurs étudiées.
131
En estimant la distribution des catégories de forme de pores dans chacune des
classes de tailles de pores considérées, on observe le comportement suivant : dans la
classe de pores les plus grands (classe 1), il existe seulement des pores d'assemblage;
dans les pores de la classe 2 les pores d’assemblage sont toujours les plus abondants, par
contre on y trouve des pores « fissures » et une quantité moindre de pores circulaires.
Pour les pores de classe 3 on observe le comportement inverse, c'est-à-dire, que la
catégorie la plus abondante est maintenant celle des pores ronds suivi des pores
« fissures » et en proportion moindre les pores d'assemblage ; finalement dans la classe
de taille 4 il existe uniquement des pores ronds. On rappelle que les pores de la classe
de taille 4 sont les pores les plus abondants dans les lames minces à n’importe quelle
profondeur, ce qui explique le fait d’avoir trouvé une majorité de pores ronds. Le
comportement est identique pour les trois profondeurs. La Figure V-12 montre ce
résultat sous forme graphique pour la surface (Figure V-12a) et à 80 cm de profondeur
(Figura V-12b).
(a)
2
2
aire>1mm
%
%
100
50
2
0.09mm <aire<1mm
100
50
0
0
ronds
fissures
2
assemblage
ronds
2
0.01mm <aire<0.09mm
%
%
50
0
assemblage
aire<0.01mm2
100
100
fissures
50
0
ronds
fissures
assemblage
ronds
fissures
assemblage
(b)
100
2
100
%
aire>1mm
%
50
2
50
0
0
ronds
fissures
2
ronds
assemblage
2
0.01mm <aire<0.09mm
100
50
0
fissures
assemblage
2
aire<0.01mm
100
%
%
2
0.09mm <aire<1mm
50
0
ronds
fissures
assemblage
ronds
fissures
assemblage
Figure V-12. Distribution des formes de pores dans chacune des quatre classes de
tailles considérées en surface (a) et à 80 cm de profondeur (b).
132
La tortuosité donne une idée de la sinuosité du parcours. La Figure V-13
présente la distribution de la tortuosité pour chaque classe de taille et pour les trois
profondeurs étudiées. Pour les trois premières classes de taille de pore la valeur de la
tortuosité est supérieure à l’unité, tandis que pour la classe de taille 4 (les pores plus
petits) la valeur de ce paramètre est proche de l’unité. La tortuosité peut prendre la
valeur de l’unité pour un pore circulaire, en effet, dans la classe de taille 4 il n’y a que
des pores ronds (Figure V-12). D’autre part, la valeur moyenne de la tortuosité pour
chaque profondeur (valeur moyenne obtenue avec les valeurs de tortuosité des trois
lames minces de chaque profondeur étudiée), est de 1.3 en surface (5 cm), et de 1.2
pour les profondeurs 30 et 80 cm. En général on observe que la valeur de ce paramètre
ne varie presque pas entre les trois profondeurs et même entre les classes.
5 cm
2.0
30 cm
80 cm
Tortuosité
1.6
1.2
0.8
0.4
0.0
1
2
3
4
classes de taille
Figure V-13. Distribution de la tortuosité dans chaque classe de taille considérée
pour les trois profondeurs étudiées
V.3 Comparaison des paramètres des courbes d’élution et des lames minces
Une paramétrisation morphologique des pores a été proposée à partir de quatre
critères : la porosité surfacique, la taille des pores, leur forme, et leur connectivité. Les
tableaux V.5 et V.6 synthétisent les résultats trouvés par l’analyse des lames minces
issues des colonnes de sol après une expérience de transfert du traceur d’eau.
Tableau V.5 Récapitulatif des valeurs des colonnes étudiées.
Profondeur
f
v
Ic
λ
α
(cm)
(cm)
(cm-1)
(cm min-1)
θm/θ
0.98
1
0.1
0.05
0.23
5
1.6
1.6
0.00026
0.02
0.18
30
1.2
1.2
0.00032
0.02
0.12
80
λ = dispersivité
α = coefficient d’échange entre les phases mobile et immobile
v = vitesse de pore
Ic = connectivité bidimensionnelle
133
Tortuosité
1.3
1.2
1.2
Tableau V.6 Taille et forme des pores à chaque profondeur étudiée.
Taille et forme des pores
cm
Classe 1
Classe 2
Classe 3
%
pr pf pa % pr pf pa % pr pf pa
0.7
- 100 3
7 25 68 35 77 21 2
5
0.7
- 100 4
7 40 53 38 76 21 1
30
0.4
- 100 4 18 46 46 40 81 17 2
80
Classe 1: aire > 1 mm2
Classe 2: 0.09 mm2 <aire<1 mm2
Classe 3: 0.01 mm2 <aire< 0.09 mm2
Classe 4: aire < 0.01 mm2
pr : pores ronds
pf : pores « fissures »
pa : pores d’assemblage
Classe 4
% pr pf pa
62 100 57 100 55 100 -
Les pores ronds sont les pores les plus fréquents observés sur les lames minces
quelle que soit la profondeur. Ce résultat peut être mis en relation avec le contenu en
allophane : ce sont des constituants sphériques, qui contiennent des pores ronds,
cependant, ils sont de la taille de micropores (Paterson, 1977). De la même façon, les
minéraux amorphes et le contenu important de matière organique dans les Andosols,
font que ces types de sols ont une structure granulaire très poreuse (Nanzyo et al.,
1993b), avec une proportion importante de pores intra-aggrérats (pores de taille des
clases 3 et 4). Pour ces tailles de pores on observe principalement des pores ronds.
Le pourcentage de pores ronds diminue avec la profondeur, résultat qui peut être
mis en rapport avec la structure du sol dans le profil (voir chapitre III). La structure du
sol en surface est lâche tandis qu'en profondeur la structure est plus compacte. Les pores
ronds représentent aussi la catégorie de forme avec un diamètre moyen plus petit que les
pores ayant des formes « fissures » ou « d’assemblage ». Dans les processus de
déplacement de l’eau, ce type de pores (ronds et surtout de tailles petites) agirait comme
un réservoir pour l'eau (Walker et Trudgill, 1983), laquelle serait lentement déplacée, ce
qui provoque la dispersion du créneau injecté.
D'autre part, si les pores de type rond sont des pores intra-agrégats (classes de
taille 3 et 4), l'eau intra-agrégats sera déplacée plus rapidement si les pores sont bien
connectés. Un système où les pores ne sont pas bien connectés contiendra une
proportion plus importante de pores de transmission lente ou de stockage (type eau
immobile) qu’un système de pores bien connectés. D’autre part, la dispersivité est en
relation avec les pores intra-agrégats. La valeur de la dispersitivé est plus importante à
30 et 80 cm de profondeur qu’en surface. Ce résultat peut être expliqué par le fait qu’un
plus grand nombre de pores ronds intra-agrégats (dans les classes de taille 3 et 4) ont été
trouvé dans ces colonnes à ces profondeurs.
D’après les résultats obtenus dans les expériences de transfert dans la colonne à
5 cm de profondeur, on peut conclure que le labour réduit la connexion entre les pores.
En profondeur, il existe un plus petit nombre de macropores de forme élargie mais on
suppose qu’il existe une bonne connexion entre eux, du fait de l’existence de flux
préférentiels dans ces colonnes à 30 et 80 cm de profondeur (Figure V-3b et V-3c). La
sortie de la courbe d’élution sera anticipée s’il existe un « by-pass » dans le
cheminement de l’eau, créé avec des pores bien connectés. Il faut noter que ceci dépend
134
aussi de la quantité d'eau et de la vitesse de pore qui passe par le système, toutefois dans
les expériences de transfert en colonnes, environ la même quantité d'eau a été injectée
dans chaque colonne, ce facteur ne peut donc pas être considéré ici. Par contre la vitesse
de pore dans les trois colonnes étudiées est plus importante à 5 cm de profondeur,
cependant c’est justement dans cette colonne qu’on n’observe pas de sortie anticipée du
flux, c’est-à-dire, l’intervalle des vitesses de Darcy imposées à la surface des colonnes
n’influe donc pas sur la présence des flux préférentiels.
En ce qui concerne l’indice de connectivité bidimensionnelle estimé (Ic) et sa
relation avec la présence de flux préférentiel dans les colonnes, nous avons trouvé des
résultats inattendus, en considérant l’analyse du paragraphe précédent. Malgré la
présence de flux préférentiels dans les colonnes à 30 et 80 cm de profondeur, la valeur
d’Ic y est inférieure à celle trouvée à 5 cm de profondeur. Considérant le pourcentage de
pores « fissures » plus importants aux profondeurs 30 et 80 cm qu’en surface, le résultat
peut être expliqué par ce qu’indique Hallaire et al. (1997). Ces auteurs relèvent que le
mode de calcul de l’indice de connectivité est moins bien adapté aux fissures qu’aux
autres formes de pores : la méthode utilisée risque en effet de considérer la fissure
comme un seul objet et non pas comme plusieurs objets connectés entre eux, ce qui
diminue « artificiellement » la valeur de Ic pour un sol fissuré.
Comme il a été déjà expliqué, dû aux différences de structure dans les colonnes
de sol intact, la vitesse Darcy d’injection varie d’une colonne à l’autre (Chapitre IV). Le
flux injecté dans chaque colonne a été obtenu en augmentant petit à petit un flux initial
faible jusqu’arriver à un flux maximum possible sans saturer la colonne, dans
l’intervalle de flux établi. Ainsi, le flux plus important dans la colonne à 5 cm, peut être
mis en relation avec la macroporosité et la connexion entre eux (valeur de Ic plus
importante qu’en profondeur). En profondeur, une partie des pores sont bien connecté et
le reste sont des pores de stockage, il y a donc présence d’une partie d’eau immobile.
Quant aux variations de la forme des pores aux différentes profondeurs étudiées,
on observe les différences les plus importantes pour les pores d'assemblage dans la
classes de taille 2, le contenu de ce type de pore est plus importante à 5 cm que en
profondeur. Cet horizon du profil est affecté par les activités agricoles. Les pores
d’assemblage sont le résultat de la destruction des pores de formes bien définies (ronds
ou fissures) (Gutiérrez et al., 2004), ce qui peut être considéré comme une des
conséquences du mélange du sol lors du travail de labour. Ce résultat peut être mis en
rapport avec celui reporté par Hallaire et al. (1998), qui analyse la porosité d’un sol
sous irrigation. Ces auteurs suggèrent que le processus d'irrigation affecte seulement les
pores d’assemblage de la porosité extra-agrégats (classes de taille 1 et 2). En surface, les
résultats présentés montrent que le travail de labour provoque une augmentation de la
porosité du sol (Figure V-8).
Le coefficient d'échange (α) entre les fractions d’eau mobile et immobile est
affecté par la vitesse de pore, par la taille des agrégats du sol et par les caractéristiques
du chemin à parcourir, i.e. la tortuosité. La tortuosité augmente légèrement avec la
vitesse de pore (voir Tableau V.5). Au niveau macroscopique, il a déjà été relevé que la
longueur des colonnes n’affecte pas la valeur de α. Ce dernier résultat peut être relié à la
valeur identique de la tortuosité observée pour les trois profondeurs étudiées.
135
De façon générale, l'analyse d’image des lames minces fournit une mesure
quantitative et claire de la géométrie des pores. Toutefois il est important de remarquer
deux problèmes inhérents à l'analyse. D’abord, la relation entre les images des pores en
2D et 3D n’est pas évidente. L'image 2D fournit très peu d'information sur la connexion
des pores, car la lame mince ne coupe jamais tous les pores dans la direction
d’écoulement, voir la plus grande dimension du pore. Un deuxième problème c’est la
description de la taille du pore. Pour un pore sphérique, seulement une lame mince qui
passe par le centre précis du pore fournirait la valeur vraie du diamètre du pore, et si ce
n’est pas le cas, l’analyse de la lame mince sous-estime le diamètre du pore. Finalement,
la résolution de l’image joue un rôle très important dans l’analyse, dans notre étude la
résolution ne permet pas d’accéder à des pores inférieurs à 11 microns. L’analyse est
donc limitée aux pores de taille supérieure à 11 microns ce qui limite la discussion aux
mésopores et macropores. Les andosols allophaniques comme le sol de la Loma,
contiennent un pourcentage important de micropores (30% environ), et ce sont ces pores
auxquels nous n’avons pas accès. Cependant, dans ce travail nous nous sommes
intéressés plutôt aux pores qui participent au mouvement de l’eau (notamment au flux
préférentiel) : il s’agit donc des mésopores et des macropores.
V.4. Caractérisation hydrodynamique in situ
Estimer la valeur de la conductivité hydraulique (K) à différentes pressions
permet d'estimer l'importance relative des macropores dans le mouvement de l'eau
(Wilson et Luxmoore, 1988 ; Mohanty et al., 1994). En accord avec la théorie de la
capillarité, l’infiltration aux tensions 30, 60 et 150 mm exclut les pores avec des
diamètres égaux ou inférieurs à 1, 0.5 et 0.2 mm, respectivement (Wilcox et al., 2003).
Par conséquent, la différence dans les taux d'infiltration à différentes pressions, est un
indicateur de l’importance relative des flux d'eau qui peuvent potentiellement traverser
les différentes tailles des pores. L’estimation de la conductivité hydraulique et de la
sorptivité (S), va permettre la caractérisation hydrodynamique du sol de la Loma.
V.4.1. Les expériences d’infiltrométrie
Des expériences d'infiltrométrie ont été effectuées à trois profondeurs différentes
: surface du sol, 30 et 55 cm (Voir méthodologie chapitre II). En surface les données
analysées résultent de la moyenne de deux répétitions, tandis que pour les deux autres
profondeurs seul un seul essai a été réalisé. En surface, les expériences ont été faites
directement sur le sol tandis que pour la profondeur de 55 cm, l'expérience a été
effectuée sur un monolithe de 30 cm de diamètre par 30 cm de hauteur (voir chapitre II),
en appliquant une solution de pyranine (2 g L-1). Il faut noter que la pyranine n’est pas
un traceur inerte (voir chapitre II) donc son mouvement n’est pas comparable avec
l’eau. En surface, quatre pressions différentes ont été appliquées : -100, -60, -30 et 10mm, tandis que pour les deux dernières profondeurs trois pressions ont été utilisées :
-100, -60 et -10 mm à 30 cm et -105, -55 et 0 mm à 55 cm. Pour tous les essais, un seul
diamètre de disque a été utilisé (200 mm).
V.4.2. L’analyse des donnés de l’infiltrométrie
Il existe plusieurs méthodes analytiques pour analyser les données obtenues lors
des expériences d'infiltrométrie à disque. Toutes ces méthodes sont basées sur la
136
résolution d'un système de deux équations pour déterminer la sorptivité capillaire (S) et
la conductivité hydraulique (K). Les méthodes diffèrent par la technique utilisée pour
obtenir ces deux équations, par le type de régime analysé permanent ou transitoire, avec
un ou plusieurs rayons de disque, et/ou une ou plusieurs pressions. La sélection d'une
des différentes techniques dépend du poids relatif de chacun des trois termes de
l'équation AI-14 (voir annexe I) : la capillarité verticale, la gravité ou la capillarité
latérale. Pour un sol donné, il est intéressant de savoir dans laquelle de ces trois
situations on se trouve.
⎡2 − B
⎤
γS 2
I( t ) = S t + ⎢
K+
⎥t
R (θ 0 − θ n ) ⎦
⎣ 3
Capillarité
verticale
Gravité
AI-14
Capillarité
latérale
C'est-à-dire, comment choisir la technique adéquate pour la réalisation des essais
d’infiltration et l'analyse des données ?
Une fois les essais terminés, les feuilles d’enregistrement de la quantité d’eau
infiltrée par intervalle de temps, permettent uniquement d’obtenir la valeur du flux en
régime transitoire et en régime permanent. Le dépouillement consiste à introduire ces
valeurs dans les équations adéquates pour tirer K et S.
Pour choisir la méthode d’analyse des données, dans ce travail nous prenons le
guide proposé par Vandervaere et al., (2000b) pour sélectionner la technique adéquate
d'analyse des donnés. Une telle guide ainsi que le développement du travail nécessaire
pour choisir la méthode d’analyses, sont présentés dans l’annexe II.
V.4.3. Synthèse des résultats obtenus à partir des différentes méthodes d’analyse
Nous avons suivi la procédure proposée par Vandervaere et al., (2000b) afin de
déterminer la méthode la plus adéquate d’après les conditions existantes dans le sol de
la Loma, pour analyser les données d’infiltrométrie (annexe II). D’après les résultats
obtenus lors de la comparaison de S vs Sopt, le choix de la méthode d’analyse n’était
pas évidente, nous avons donc analysé les données sous les deux régimes : permanent et
transitoire, en utilisant deux méthodologies pour chaque régime. Le Tableau V.7
présente une synthèse des données obtenues avec chaque méthode utilisée.
137
Tableau V.7. Récapitulatif des valeurs de K et S estimées par différentes méthodes
d’analyse.
Profondeur
h
cm
mm
K
S
-100
-65
-60
-30
-10
0.075
0.83
0.056
0.033
0.051
1.40
1.59
1.24
0.066
0.28
0.062
0.075
0.068
0.48
0.61
0.82
-105 0.011
-80
-55 -0.020
0
0.075
0.53
0
30
55
-100
-65
-60
-30
-10
Mono-test
0.44
0.28
MS
K
0.035
0.018
-0.053
Ankeny et
al., (1991)
K
S
Exponentielle
K
S
Ks*
0.018
0.008
0.016
0.096
0.008
1.00
0.009
0.009
1.54
1.16
0.011
0.014
0.016
1.65
1.31
1.41
0.006
0.012
0.88
0.007
0.78
0.95
1.09
1.20
0.008
0.003
0.030
0.017
0.024
1.12
1.2
0.011
0.014
0.017
0.44
0.005
0.61
-0.001
-0.006
0.002
0.003
0.006
0.010
0.063
0.079
0.008
0.013
0.77
0.97
0.019
0.013
MS = méthode multi-sorptivité
K (mm s-1) ; Ks (mm s-1) ;S (mm s-1/2)
* il y a qu’une seule valeur par profondeur
Les Figures V-14 et V-15 montrent l’évolution des valeurs de K et de S obtenues
pour chacune des méthodes appliquées aux données expérimentales.
138
Surface
RP exponencial
RT-MT
RT-MS
RP Ankeny
SL
SV
-1
K (mm s )
0.1
0.08
0.06
0.04
0.02
0
-140
-90
-40
10 -0.02
-0.04
-0.06
30 cm
-1
K (mm s )
0.08
0.06
0.04
0.02
0
-140
-90
-40
10
55 cm
-1
-140
-90
-40
K (mm s )
0.08
0.07
0.06
0.05
0.04
0.03
0.02
0.01
0
10 -0.01
-0.02
Figure V-14. Évolution de K en fonction de h à chaque profondeur étudiée, pour
les méthodes d'analyses appliquées : par la méthode « mono-test » (MT) ; Régime
permanent par la méthode en exponentielle (RP exponentielle) ; régime permanent
par la méthode d’Ankeny et al. (1991) (RP Ankeny) ; régime transitoire par la
méthode « multi-sorptivité » (RT MS) et l’intervalle donné dans la littérature :
pour les sols volcaniques (SV) et pour les sols de texture limon moyen sableux (SL).
139
RP exponencial
RT-MT
RP Ankeny
SL
SV
Surface
-1/2
S (mm s
)
2
1.6
1.2
0.8
0.4
0
-140
-90
-40
10
30 cm
-1/2
S (mm s
)
1.6
1.2
0.8
0.4
0
-140
-90
-40
10
55 cm
-1/2
S (mm s
)
1.6
1.2
0.8
0.4
0
-140
-90
-40
10
Figure V-15. Évolution de S en fonction de h à chaque profondeur étudiée, pour les
différentes méthodes d'analyses appliquées : par la méthode « mono-test » (MT) ;
régime permanent par la méthode en exponentielle (RP exponentielle) ; régime
permanent par la méthode d’Ankeny et al. (1991) (RP Ankeny) ; et l’intervalle
donné dans la littérature : pour les sols volcaniques (SV) et pour les sols de texture
limon moyen sableux (SL).
140
Théoriquement, à mesure qu’on se rapproche de la saturation, la conductivité
hydraulique devient importante. Sur la Figure V-14, on observe que la valeur de K
estimée par les différentes méthodes augmente quand h augmente sauf pour les
méthodes en régime transitoire. Sur le Figure V-15 on observe que la valeur de S
augmente avec la pression seulement pour la méthode exponentielle en surface, pour les
trois méthodes à 30 cm de profondeur et pour les méthodes en régime permanent à 55
cm de profondeur.
V.4.3.1. Quelques ordres de grandeur
Les valeurs de K et S obtenues lors de l’analyse des données d’infiltrométrie
sont comparées avec les valeurs présentées dans la littérature pour des sols de texture
limon sableux comme le sol de la Loma, et avec celles pour des sols volcaniques
(Tableau V.8.).
Tableau V.8. Valeurs de K et S pour des sols limon sableux et volcaniques.
Type de sol
Texture limon sableux
(Vandervaere, 1995)
Sol volcanique
(Wilcox et al., 2003)
Sol volcanique
(Cattan et al., 2006)
Sol volcanique
(Armas-Espinel et al.,
2003)
Sol volcanique
Regalado et al., 2005
(1)
(2)
Technique de
mesure
S (mm s-1/2)
Max Min
K (mm s-1)
Max
Min
0.42
0.0019
Infiltromètre
Infiltromètre
(1)
0.08
Ks (mm s-1)
Max
Min
0.0095
(2)
0.064
(2)
0.014
Infiltromètre
0.074
0.021
Mesures au
laboratoire
>0.04
0.023
0.12
0.024
perméamétrie
0.011
0.76
0.27
0.003
mesurée sous différents usage du sol
mesurée à h= -30 mm
V.4.3.2. La Conductivité hydraulique (K)
Les valeurs de K obtenues par la méthode mono-test en régime transitoire sont
très élevées par rapport aux deux références : d’après la texture et d’après la nature du
sol. De plus, une valeur négative de K est obtenue à la profondeur de 55cm. Ce dernier
résultat est la conséquence de la petite variation du ∆θ dans l’expérience (0.13 cm3 cm3
), ce qui provoque que le terme de capillarité latéral soit plus important que le terme de
gravité dans l’équation AI-11, pour estimer la valeur de K à partir de la valeur de C2. On
observe que les valeurs de K obtenues par la méthode multi-sorptivité en régime
transitoire sont inférieures à celles obtenues par la méthode mono-test. On observe aussi
que pour trois cas on obtient des valeurs négatives de K, et la plupart des valeurs
positives de K sont très élevées par rapport aux valeurs de ce paramètre reportées pour
des sols volcaniques ainsi que pour les sols de texture similaire à celle du sol de la
Loma.
D’autre part, en régime permanent, les valeurs de K obtenues par la méthode
d’Ankeny et al. (1991), en surface et à 55 cm de profondeur tombent dans l'intervalle de
141
0.0019 à 0.0095 mm s-1, valeurs typiques pour des sols à texture limon sableux comme
le sol de la Loma. À 30 cm de profondeur, on observe des valeurs de K supérieures à
l’intervalle indiqué, cependant, les valeurs aux pressions de -100, -65 et -30 mm sont
proches de la limite supérieure des valeurs des sols volcaniques, tandis que la valeur a 10 mm tombe dans l’intervalle publié pour la conductivité à saturation des sols
volcaniques (Tableau 8). On note aussi que pour la surface, la valeur de K diminue entre
h = - 30 et h=-10 cm. Par la méthode exponentielle, la valeur de Ks diminue avec la
profondeur, les valeurs de cette variable, aux trois profondeurs étudiées, se trouvent à la
limite inférieure des valeurs de Ks publiées pour des sols volcaniques. Les valeurs de K
obtenues par cette méthode aux trois profondeurs est dans l’intervalle pour les sols
volcaniques.
V.4.3.3. La sorptivité capillaire (S)
Les valeurs obtenues de S par la méthode mono-test sont très élevées par rapport
aux valeurs attendues pour un sol avec texture limon sableux, cependant, les valeurs de
S aux profondeurs de 30 et 55 cm sont du même ordre que les valeurs publiées pour des
sols volcaniques. En régime permanent, les valeurs de sorptivité obtenues par la
méthode d’Ankeny et al. (1991) sont supérieures à celles publiées pour les sols de
texture limon sableux (0.08 à 0.42 mm s-1/2) comme le sol de la Loma. Bien que les
valeurs de sorptivité publiées pour les sols volcaniques soient plus importantes (0.27 à
0.76 mm s-1/2) par rapport aux sols de texture limon sableux, seules les valeurs obtenues
de S à la profondeur de 55 cm entrent dans cet intervalle. Dans le cas de la méthode
exponentielle, les valeurs de S sont toujours plus importantes sauf pour les pressions 105 et -55 cm à la profondeur de 55 cm.
V.4.3.4. La taille des rayons de pores hydrauliquement fonctionnels
Le Tableau V.9 montre les valeurs des de A et λm pour toutes les méthodes
d’analyse utilisées. Les valeurs de λm estimées pour chaque pression sont très élevées,
ce qui peut être la conséquence des valeurs élevées de K et de S. En régime permanent
par la méthode d’Ankeny et al. (1991), la taille de rayon des pores se situe entre 21 et
126 µm. Les pores sollicités sur la gamme de pression -100 a 0 mm, sont donc
théoriquement des macropores. En effet, quelques auteurs (Ankeny et al., 1990 ;
Mohanty et al., 1994) ont défini des macropores comme les pores sollicités sous
pressions supérieures à 150 mm. Pour la méthode exponentielle (en régime permanent),
la valeur de A reste constante quelque soit la pression, on n’obtient donc qu’une seule
valeur de λm par cette méthode. Nous avons trouvé des résultats identiques pour les
profondeurs 30 et 55 cm pour le paramètre Α et par conséquence, pour le paramètre de
longueur de pore λm. La taille de pores sollicités (λm) augmente avec la profondeur, les
pores sollicités dans la gamme de pressions de -100 à 0 mm sont des macropores.
142
Tableau V.9. Récapitulatif des valeurs de A et λm pour toutes les méthodes
d’analyse.
h
mm
Surface
30 cm
55 cm
-100
-65
-60
-30
-10
-100
-65
-60
-30
-10
-105
-80
-55
0
Mono-test
A
λm
(mm-1)
(µm)
0.108
801
0.034
0.160
0.718
250
118
5317
0.4864
3603
0.144
0.149
0.146
0.0.42
0.539
1062
1102
1082
312
3988
Ankeny et al., (1991)
A
λm
(mm-1)
(µm)
0.009
68
0.004
26
0.008
62
0.017
126
0.003
21
0.009
68
Exponential*
A
λm
(mm-1) (µm)
0.0076
56
0.0094
70
0.0092
68
A = permet de relier l'occurrence relative des effets capillaires et gravitaires et la taille
des pores hydrauliquement fonctionnels
λm = taille des rayons de pores hydrauliquement fonctionnels
* une seule valeur de A par profondeur
V.4.4. Discussion
En régime transitoire par la méthode mono-test nous avons obtenu des valeurs
de K ainsi que des valeurs de taille des pores très élevées par rapport à la bibliographie.
Concernant la sorptivité, seules les valeurs de ce paramètre aux profondeurs de 30 et
55 cm tombent dans les intervalles signalés dans la bibliographie pour les sols
volcaniques. Vandervaere (1995) signale que les valeurs de K et de S obtenues par la
méthode mono-test peuvent être significativement différentes des valeurs réelles selon
l'importance relative des différents processus qui surviennent pendant l'infiltration
(gravité, capillarité latérale et capillarité verticale). La méthode multi-sorptivité en
régime transitoire n’a pas donnée non plus de bons résultats avec l’estimation de valeurs
négatives de K.
Les résultats obtenus lors de l’analyse des données en régime permanent sont
en général satisfaisants vis-à-vis des valeurs publiées dans la littérature pour des
sols volcaniques, cependant, on observe une variation de la valeur de K pour les faibles
pressions entre les pressions. Un tel résultat est peut être dû aux peu de variations du
flux d’infiltration pour les différentes pressions appliquées, conséquence du peu de
variations de la teneur en eau entre le début et la fin de l’expérience. En effet, la
méthode en régime permanent assume que la conductivité finale doit être plus
importante que la conductivité initiale ((K(hn)<<K(ho)) (Vandervaere et al., 2000a),
cependant on est quand même toujours dans ce cas.
143
A partir des analyses des deux paragraphes précédents, on peut dire que dans le
sol de la Loma les méthodes en régiment permanent donnent de meilleurs résultats que
les méthodes en régime transitoire. Ceci peut expliquer pourquoi en suivant le guide
proposé par Vandervaere et al. (2000b) pour choisir la méthodologie et le régime les
plus adéquats pour analyser les donnés, nous avons des résultats difficiles à interpréter :
dans un même horizon, nous avons observé des valeurs de S dans les trois cas : S<Sopt,
S>Sopt et S=Sopt. Le guide proposé est basé sur l’équation de Haverkamp et al. (1994)
qui décrit l’infiltration verticale en régime transitoire. L’ajustement des observations à
une droite (la dérivée de l’équation par rapport a racine(t), Vandervaere et al., 1997)
nécessite peut être d’être reprise. Apparemment il est nécessaire d’être plus stricts dans
cet aspect de l'analyse (i.e. valeurs de r2 supérieures à 0.9) pour définir depuis cette
première étape (ajustement des données à une ligne droite) si on écarte définitivement
l'analyse en régime transitoire. Cependant, il faut remarquer que nous n’avons pas fait
beaucoup des répétions pour arriver à une conclusion définitive.
V.4.5. Relation des résultats trouvés avec les propriétés du sol
On observe que K et S diminuent avec la profondeur. On observe aussi qu’en
surface la pluspart des méthodes donnent de mauvais résultats (des valeurs de S et K qui
n’augmentent pas quand h augmente ; ainsi que des valeurs négatives de K)). On peut
attribuer un tel résultat aux propriétés du sol. D’une part, nous avons la texture,
paramètre très important pour les propriétés hydrauliques du sol. Bien que la texture du
sol ne change pas entre la surface et 110 cm de profondeur (limon sableux, voir chapitre
III), entre la surface et 30 cm de profondeur, il y a une différence importante au niveau
de la structure du sol car la surface est affectée par le labour (chapitre III). Les deux
premiers horizons pédologiques (entre 0 et 20 cm de profondeur) ont des propriétés
différentes par rapport au reste du profil (à partir du troisième horizon). La teneur en
sable, par exemple, diminue de 45% à 23% entre le deuxième et le troisième horizon. La
densité apparente diminue également légèrement entre le deuxième et le troisième
horizon, la valeur décroît de 0.7 à 0.5 g cm-3. Nous avons démontré par les expériences
de transfert en colonnes (paragraphe V.1), que l’horizon superficiel montre une
hétérogénéité dans ses propriétés physiques, notamment structurales, ce qui peut
expliquer les résultats observés dans cette analyse d’infiltrométrie : le comportement
différent entre la surface et les horizons profonds par rapport aux valeurs de K et S,
ainsi que par rapport à la méthodologie d’analyse. L’horizon de surface est affecté par
les activités agricoles (voir Chapitre III).
Les problèmes rencontrés avec la méthode en régime permanent (i.e. peu de
variation des valeurs K entre les différentes pressions) sont probablement dus au fait
que les conditions que la méthode considère ne sont pas valides dans le cas du sol de la
Loma. La méthode en régime permanent considère un état initial d’humidité éloigné de
la saturation. Le sol de la Loma a une capacité de rétention d'eau importante due au
contenu en minéraux amorphes comme l’allophane, grâce auquel il est possible de
trouver des valeurs entre 79 et 95% d'humidité gravimétrique en saison sèche, saison
durant laquelle ont été réalisées les expériences. Dans ces conditions, la condition
((K(hn)<<K(ho)) n’est pas toujours vérifiée. Dans la suite dans ce chapitre, on montrera
le comportement du flux de soluté dans le sol par l'application d’un colorant dans les
expériences d'infiltrométrie : à ce point, on discutera de l'isotropie, une autre propriété
que la méthode en régime permanent suppose et qui n'est pas vérifiée dans le sol de la
144
Loma. Malgré tout, les résultats obtenus en régime permanent sont plus proches des
valeurs publiées dans la littérature que celles obtenues en régime transitoire.
V.4.6. Un intervalle des valeurs de K et S pour le sol de la Loma
D’après les résultats obtenus et en considérant les valeurs publiées pour des sols
volcaniques dans la bibliographie, nous nous permettons de proposer un intervalle de
valeurs de K et de S pour le sol de la Loma aux profondeurs de 30 et 55 cm (Tableau
V.10). Cependant, pour la surface, nous ne pouvons conclure car dans cet horizon,
aucune méthode d’analyse n’a marché. Ce résultat peut être la conséquence des activités
agricoles : diminution des propriétés andiques et donc, diminution de la capacité de
rétention en eau (raison qui explique une valeur de K plus importante qu’en profondeur)
ainsi qu’une structure du sol complètement détruite, en effet, l’horizon superficiel
présente beaucoup de variation spatiale pour ces propriétés.
Tableau V.10. Valeurs de K, Ks et S proposées pour le sol de la Loma.
profondeur
30 cm
55 cm
K (mm s-1)
0.006 à 0.02
0.002 à 0.01
Ks (mm s-1)
0.018
0.015
S (mm s-1/2)
0.28 à 0.6
0.28 à 0.5
En tout cas, on considère que l’estimation fiable de K et S sur le sol de la
Loma semble complexe et demande beaucoup de répétitions, ainsi qu’une analyse
rigoureuse des données, afin de faire une évaluation spatiale des résultats et les mettre
en rapport avec les propriétés de sol.
V.4.7. Suivi du flux par l'utilisation d'un colorant : pyranine
La Figure V-16 montre quatre coupes transversales des monolithes à 55 cm de
profondeur dans lesquels les essais d'infiltrométrie ont été réalisés avec une solution de
pyranine. La méthodologie et le choix du colorant sont expliqués au chapitre II.2.3.2.
On observe clairement les chemins préférentiels que suivent le flux de colorant, de cette
manière, en comparant les images de la figure V-16, on peut parler d'anisotropie du
flux.
Théoriquement, la macroporosité n’est active que sous submersion de la surface
du sol (Ryan, 1998), toutefois par l'utilisation d'un colorant dans le présent travail on
vérifie que dans des conditions de faible succion (-105 et -30 mm) le flux du colorant
suit également des chemins préférentiels. Ce fait pourrait expliquer que les sols
volcaniques avec des caractéristiques particulières (i.e. densité apparente faible et
capacité de rétention en eau importante) présentent un comportement différent du cadre
théorique considéré pour le développement des équations d'infiltrométrie.
145
Figure V-16. Coupes transversales des monolithes à 55 cm de profondeur dans
lesquels les essais d'infiltrométrie ont été réalisés avec une solution de pyranine : à
10, 13 et 16.5 cm.
10 cm
13.3 cm
146
16.5 cm
V.4.8. Conductivité hydraulique: l’infiltrométrie vs colonnes de sol
La Figure V-17 montre les valeurs de K obtenues pour des colonnes de sol intact
et par infiltrométrie en fonction de la teneur en eau (θ) du sol. On compare les valeurs
de K obtenues en régime permanent dans les colonnes avec les valeurs de K obtenues en
régime transitoire (RT MS) et en régime permanent (RP Ankeny) par infiltrométrie.
Comme il a été signalé, l’infiltrométrie a été réalisée en surface, dans cette
analyse on compare les valeurs obtenues par infiltrométrie en surface du sol à une
conductivité obtenue dans une colonne prélevée entre 5 et 30 cm de profondeur. De la
même façon, les valeurs de K obtenues pour les colonnes prélevées entre 80 et 110 cm
de profondeur seront mis en rapport avec les résultats de K estimés par infiltrométrie à
55 cm de profondeur, en effet, les horizons des profondeurs 55 et 80 cm ont montré un
comportement similaire lors des expériences préliminaires en colonnes (Chapitre IV).
D’après les observations du front d’infiltration lors des expériences d’infiltrométrie, on
peut dire que le rayon d’action de l’infiltromètre en régime permanent (c.à.d. la
profondeur d’infiltration) est généralement compris entre 15 et 20 cm, pour une heure
d’infiltration.
Profondeur 5 cm
-1
K (mm s )
0.06
colonnes
RT MS
0.04
RP Ankeny
0.02
0.00
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
3
1.0
-3
teneur en eau (cm cm )
-1
K (mm s )
0.06
Profondeur 30cm
0.04
0.02
0.00
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
3
1.0
-3
teneur en eau cm cm
Profondeur 80 cm
-1
K (mm s )
0.04
0.02
0.00
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
3
1.0
-3
teneur en eau cm cm
Figure V-17. Évolution de K en fonction de θ à chaque profondeur étudiée.
147
Tout d’abord, on observe des valeurs différentes de K obtenues pour les
colonnes et par infiltrométrie, pour chacune des profondeurs étudiées. En surface les
valeurs de K obtenues en régime permanent par infiltrométrie sont de l'ordre de
grandeur de celles obtenues en colonnes, tandis que les valeurs de K obtenues en régime
transitoires sont supérieures. A la profondeur de 30 cm, les valeurs de K obtenues en
régime transitoire, semblent être plus proches de celles obtenues en colonnes, tandis que
les valeurs de K obtenues en régime permanent sont dans tous les cas supérieures. Dans
le cas de la profondeur de 55 cm, les valeurs de K obtenues pour les deux régimes sont
semblables à celles obtenues dans les colonnes. Ce résultat met en évidence des
comportements différents à chaque profondeur étudiée, similaire aux résultats
d’infiltrométrie.
Sur la Figure V-17, on peut aussi observer que la valeur de la conductivité
hydraulique diminue avec la profondeur (Ksurface>>K80 cm) dans tous les cas. Ce
résultat est similaire à celui trouvé en colonnes de laboratoire. Un tel résultat explique le
fait de n’avoir pas réussi à augmenter le flux d'injection imposée en laboratoire dans les
colonnes de sol intact à 80 cm de profondeur. La vitesse de Darcy imposée dans les
colonnes à cette profondeur est inférieure aux vitesses Darcy imposées dans les
colonnes des autres profondeurs (5 et 30 cm de profondeur) (Tableaus V.1 et V.2).
V.4.9. Conclusions sur l’infiltrométrie
Les méthodes de dépouillement en régime permanent semblent mieux adaptées
aux données obtenues lors des expériences d’infiltration. Aucune des méthodes
d’analyse n’a bien fonctionnée pour l’horizon de surface à cause des hétérogénéités des
propriétés du sol, notamment la structure du sol, conséquence des activités agricoles.
Quelles que soient la méthodologie et les profondeurs étudiées, les processus de
capillarité prédominent sur ceux liés à la gravité. La porosité élevée du sol de la Loma,
avec une prédominance de la microporosité et de la mésoporosité (voir Chapitre III),
sont les raisons qui expliquent que le processus de capillarité est plus important dans ce
sol.
Il est pour l’instant difficile de tirer une conclusion définitive sur les facteurs qui
interviennent dans les résultats confus obtenus lors les expériences par infiltrométrie à
disque, car il faudrait faire plus de répétitions et peut-être appliquer d‘autres méthodes
comme l'utilisation de disques de rayons différents, par exemple.
A partir des essais d’infiltrométrie avec un colorant, le flux préférentiel trouvé
dans les colonnes a été également mis en évidence sur le terrain.
V.5 Conclusion
Dans ce chapitre, les paramètres hydrodispersifs du sol de la Loma ont été
estimés, à partir des expériences de transfert en colonnes de sol intact et remanié, en
utilisant un traceur de l’eau (l’18O). Le sol a montré deux comportements différents :
d’une part, l’équilibre physique dans le système mis en évidence avec des courbes de
sortie symétriques qui ont été bien modélisées par l’équation classique de convection-
148
dispersion (CDE). D’autre part, nous obtenons des courbes asymétriques avec une sortie
anticipée (avant la sortie d’un volume de pore) : le modèle en non équilibre physique,
qui considère deux type de teneur en eau (mobile et immobile), modélise correctement
ces courbes.
Pour les colonnes de sol remanié, le transport est toujours en équilibre physique.
Dans le cas des colonnes de sol intact, à la surface du sol, les deux comportements ont
été observés, tandis qu’à partir de 30 cm de profondeur, le transfert d’eau est toujours en
non équilibre physique. Un tel résultat est dû aux différences structurales entre les deux
types de colonnes. Le travail de labour détruit la structure du sol à la surface du sol, ce
qui est reproduit en tamisant et compactant le sol pendant le remplissage des colonnes
de sol remanié. La structure de ces colonnes est donc homogène et le déplacement de
l’eau est en équilibre. Au contraire, à partir de 30 cm de profondeur, le sol de la Loma
est bien structuré, et montre des schémas de flux préférentiels en liaison avec la
présence de macropores (fissures, pores dus à la faune du sol, trous de racines), bien
connectés, responsables du flux préférentiel.
L'analyse d'images des lames minces élaborées à partir des colonnes de sol
intactes après les expériences de transfert, a permis la paramétrisation morphologique de
la fraction poreuse du sol à partir de quatre critères: la porosité surfacique, la taille des
pores, leur forme, et leur connectivité. La macroporosité surfacique du sol mesurée en
lame mince, varie de 0.002 mm2 à 15.20 mm2 d’aire. Dans ces conditions, la porosité
surfacique totale des lames minces varie de 80% en surface à environ 60% à 80 cm de
profondeur. La forme de pore rond est la plus fréquente dans le sol tout au long du
profil. Ce résultat est attendu pour un sol volcanique avec une structure granulaire très
poreuse avec une fraction importante des pores intra-aggrégats. Par rapport à l’indice de
connectivité bidimensionnelle (Ic) trouvé a chaque profondeur et sa relation avec la
présence de flux préférentiel observé lors des expériences de transfert en colonnes, nous
avons trouvé des résultats inattendus. La valeur d’Ic est plus importante en surface
qu’en profondeur. Apparemment, l’équation utilisée pour son estimation est limitée par
la présence des pores « fissures », type des pores observés aux profondeurs 30 et 80 cm.
L’analyse des résultats des essais d’infiltrométrie à disque sur le sol de la Loma
n’a pas été facile. Notamment, on peut dire qu’à cause du contenu des éléments
amorphes comme l’allophane qui provoquent une forte capacité de rétention en eau du
sol, la condition ((K(hn)<<K(ho)) nécessaire à la bonne analyse des expériences n’est
pas si évidente. Il n’a pas été possible d’établir une relation entre les propriétés
physiques et chimiques du sol avec les valeurs de K et S, à cause des hétérogénéités
trouvées dans les résultats. Malgré tout, on peut dire que l’analyse des données
d’infiltrométrie en régime permanent marche mieux qu‘en régime transitoire. Pour le sol
de la Loma, le flux par capillarité est plus important que le flux par gravité, dû à la
prédominance de la méso- et de la micro-porosité dans ce sol. Le flux préférentiel mis
en évidence dans les colonnes de sol a été confirmé par des essais d’infiltrométrie en
utilisant un colorant.
Il est important de signaler qu’avant de tirer une conclusion définitive par
rapport à l’analyse d'images des lames minces ainsi que pour l’infiltrométrie à disque
sur le sol de la Loma, il manque d’autres lames minces et d’autres essais d’infiltrométrie
pour avoir des répétitions fiables : ce travail est préliminaire et surtout méthodologique.
149
150
Chapitre VI
VI. LE DEVENIR DU NITRATE DANS LES ANDOSOLS DE LA
LOMA
L'analyse des résultats obtenus dans l’étape préliminaire (chapitre IV), nous a
amené à étudier plus en profondeur les différents processus impliqués dans le transfert
du nitrate dans le sol de la Loma.
L’analyse précise du mouvement du nitrate dans le sol requiert une analyse
soigneuse du mouvement de l'eau, de l’adsorption du nitrate dans le sol ainsi que des
propriétés physico-chimiques et minéralogiques du sol. Ainsi, à cet effet, dans le
chapitre II, la caractérisation du sol a été faite. Les résultats obtenus permettent de
réfléchir sur les caractéristiques du sol auxquelles il faut faire attention pour l’analyse
de l’adsorption du nitrate. Dans le chapitre V, l’analyse du mouvement de l’eau en
colonnes intactes ainsi que du colorant par infiltrométrie, ont mis en évidence le rôle de
la structure du sol dans le mouvement des solutés.
Dans ce chapitre des expériences de laboratoire seront réalisées pour analyser les
différents processus au niveau de l’adsorption qui surviennent lors du transfert du nitrate
dans les andosols étudiés. Dans un premier temps, les conditions expérimentales des
différents systèmes (batch et colonnes) doivent être vérifiées. Les transformations
auxquelles l’azote est soumis, à cause des bactéries du sol dans la colonne de sol, seront
analysées à partir des expériences de nitrification, dénitrification et minéralisation. Des
expériences d’adsorption en système batch ont été réalisées pour identifier le type
d’adsorption du nitrate dans le sol de la Loma. L’analyse de la charge superficielle du
sol à partir des expériences de migration électrophorétique a permis d’évaluer
précisément l’effet de la concentration et du pH de la solution sur la charge superficielle
du sol.
L’objectif de ce chapitre est d’analyser les courbes de sortie des expériences de
transfert de nitrate, en considérant les résultats obtenus dans les chapitres antérieurs et
les processus analysés dans ce chapitre.
VI.1 Etudes préliminaires
VI.1.1 Evaluation des paramètres expérimentaux
Comme il a déjà été expliqué dans la méthodologie (Chapitre II), étant donnée la
nature du sol étudié, il est nécessaire de conserver la même force ionique lors des
expériences entre le sol et le soluté. Une solution de sol reconstituée a été utilisée
comme solution de base dans toutes les expériences préliminaires de transfert (chapitre I
et ce chapitre). Dans la deuxième partie expérimentale, l’étude de l’adsorption du nitrate
dans le sol a été également étudiée en système batch en plus d’autres expériences en
colonnes de sol. Il nous a semblé nécessaire d’analyser les conditions expérimentales de
151
chaque système considéré (colonnes intactes, colonnes remaniée et batch) au niveau
des paramètres qui influencent la capacité de charge du sol (c.à.d. le pH et la
concentration des solutions).
Le modèle GEOCHEM version 2.0 (Parker et al., 1995) a été utilisé dans ce but.
Le tableau VI.1 montre un résumé des concentrations utilisées dans les différentes
expériences en batch et en colonnes. Cette information ainsi que les valeurs du pH
choisies auxquelles nous voulons évaluer les systèmes, ont été introduits dans le
modèle. On évalue le modèle à partir des données expérimentales pour les principaux
cations (Ca2+, Mg2+, K+et H+) et anions (N-NO3-, Cl- et OH-) présents. L’analyse a été
effectuée pour quatre concentrations différentes autour de chaque concentration utilisée,
afin de considérer les situations de dilution ou de surconcentration des solutions pendant
la préparation au laboratoire. Par rapport au pH, nous avons sélectionné huit valeurs
différentes de pH autour de la valeur de pH des solutions mesurée au laboratoire (4.5,
5.0, 5.5, 6.0, 6.5, 7.0, 7.5, 8.0). On évalue le modèle à partir des quatre cas différents de
concentrations et huit cas différents de pH pour chaque cas présenté dans le Tableau VI1.
D’après les résultats obtenus avec le modèle (une sortie du modèle est présentée
en annexe, il s’agit du cas 4 du Tableau VI-1), il est possible de conclure que la force
ionique ne varie pas beaucoup entre les différents cas. Le bilan de masse des ions
calculé pour les différents cas est équilibré, nous pouvons donc dire que dans tous les
systèmes étudiés, il n’existera pas les conditions pour qu'un certain composé formé à
partir des anions et cations présents se précipite. Ce résultat nous permet de nous assurer
qu’aucun composé ne reste sous forme solide dans le sol de la colonne.
Table VI.1. Résumé des variables expérimentales analysées par le modèle
Geochem version 2.0.
Cas
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
NO3
4
8
12
76
20
4
8
12
16
20
-
(mM L-1)
K+
8.09
16.09
24.09
32.09
40.09
8.09
16.09
24.09
32.09
40.09
-
Cl
4.7
8.7
12.7
16.7
20.7
0.76
0.76
0.76
0.76
0.76
Ca2+
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
0.62
Mg2+
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
0.05
VI.1.2 Minéralisation et nitrification du sol
L’estimation des taux de nitrification et de dénitrification du sol est importante
pour connaître les flux et les transformations de l'azote dans le système sol-planteatmosphère. L'azote provenant des engrais et celui qui est disponible dans le sol produit
la minéralisation de la matière organique (MO), possède diverses voies de pertes
(volatilisation, dénitrification, lixiviation) et de gains (minéralisation, nitrification).
Comme il a été expliqué au chapitre II, les résultats de terrain ont montré que les pertes
de nitrate par lixiviation ont été plus importantes que les 170 kg N ha-1 appliqués sous
152
forme d’engrais à la surface du sol; cela peut donner une idée de l’importance des
processus de minéralisation, ammonification et nitrification du sol dans les premiers 50
centimètres du profil (Viramontes et al., 2006). Concernant les expériences en colonnes,
il est important de savoir s’il existe des apports ou des pertes d’azote pendant le temps
des expériences, et savoir si elles doivent être considérées dans le calcul du bilan de
masse pendant les expériences d'adsorption du nitrate dans le sol.
Comme il a déjà été expliqué dans la méthodologie (Chapitre II), pour la
détermination du taux de minéralisation du sol, le sol a été incubé à l’humidité de la
capacité au champ (protocole classique). Pendant la période de l’expérience, ce
paramètre ainsi que la température d’incubation ont été contrôlés. Pour la mesure de la
minéralisation, l’azote a été analysé à quatre temps différents : 0, 5, 15 et 30 jours. Le
premier temps (zéro jour) est important pour connaître la teneur initiale d’azote dans le
sol, celle de cinq jours a été considérée parce que c'est la durée moyenne des
expériences en colonnes. Finalement le temps de 30 jours représente la période normale
pour estimer le taux de minéralisation du sol. Cette valeur va nous permettre de
comparer nos résultats avec ceux de la littérature et nous donner l'ordre de grandeur des
processus dans le sol étudié. L’azote ammoniacal (N-NH4+) et l’azote nitrique (N-NO3-)
sont estimés à chaque temps. La somme de ces deux terme est le contenu total d'azote
minéral, utilisé pour estimer le taux de minéralisation du sol. Les deux formes d’azote
minéral sont également étudiées séparément pour connaître le comportement de l’azote
dans chaque état.
Le graphique VI-1 montre le comportement de l'azote sous chaque forme pour
chacune des périodes considérées.
N-NO3
N-NH4
+
-
N-NO3 + N-NH4
+
40
-1
mg N kg sol sec
60
-
20
0
0
5
10
15
20
25
30
35
temps (jours)
Figure VI-1. Evolutions des concentrations en azote nitrique (N-NO3-),
ammonium (N-NH4+) et en azote minéral total (N- NO3- + N- NH4+).
Sur la Figure VI-1, on observe que pendant les 5 premiers jours la production
d’azote nitrique (N-NO3-) par nitrification est nulle. L’azote ammoniacal par contre,
disparaît du système. Pendant cette première période, le processus d'immobilisation
l’emporte : les micro-organismes assimilent l’azote ammoniacal et produisent de l’azote
organique. Après une période de cinq jours, la minéralisation de l’azote organique
153
s’installe et le taux de nitrification augmente. L'immobilisation est donc le processus
dominant dans les cinq premiers jours d'incubation. Ce résultat est similaire à celui
obtenu par Monreal et al. (1981) dans les sols andiques de la cordillère des Andes du
Chili. Ces auteurs trouvent une immobilisation nette pendant les six premiers jours
d'incubation du sol.
L’immobilisation de l’azote pendant les cinq premiers jours d’incubation peut
être expliquée par ce que signalent Tisdale et al. (1993 dans Sumner, 2000). Les auteurs
mentionnent que pour les substrats avec une relation C/N<20 ou avec des contenus
d’azote N>1.5%, résulte une minéralisation nette. Dans le cas contraire, les substrats
avec une relation C/N>30 ou un contenu de N<1.5% tendent à immobiliser l’azote
inorganique du sol. Dans les Andosols de la Loma, le rapport C/N est d’environ 18,
similaire à la valeur trouvé dans les Andosols du sud du Chili (Rodriguez et Silva,
1983) et à ceux reportés par Aomine (1972) pour d’autres Andosols Chiliens. Le
contenu moyen d’azote dans le sol de la Loma est de 0.3%, il y a donc des conditions
favorables pour l'immobilisation de l’azote durant les cinq premiers jours d’incubation.
Après cette période, au fur et à mesure que le substrat est décomposé, le contenu d’azote
dans le sol augmente (combinaison de l’azote du substrat original et celui produit par les
microorganismes), ce qui fait diminuer la valeur de la relation C/N et ce qui permettra à
l’azote d’être éventuellement minéralisé. Cela signifie qu’après la période de cinq jours
il y a de l’azote en quantité suffisante pour l'amonification (transformation de l’azote
organique à l’azote ammoniacal) et la nitrification (transformation du N-NH4+ à NNO3-).
La valeur moyenne du taux de minéralisation du sol de la Loma, estimé par
incubation à l’humidité de la capacité au champ sur une durée de 30 jours, est de 0.0099
mg N kg-1 jour-1. Cette valeur est similaire à celle reportée par Monreal et al. (1981)
pour les Andosols du Chili. Broadbent et al. (1964) reportent également que la
minéralisation de l’azote organique et la nitrification postérieure, se produisent plus
lentement dans les sols allophaniques que dans les sols non allophaniques avec des
contenus similaires d’azote organique. Ceci a été attribué à la forte adsorption de la
matière organique dans la matrice des minéraux amorphes allophaniques (Blasco,
1971), ainsi qu’à l’activité enzymatique limitée dans ces sols. Shoji et al. (1993b)
considèrent que la prédominance de micropores dans la structure des sols andiques
semble peu favorable aux réactions enzymatiques avec l’azote organique.
Le taux de nitrification du sol, estimé par incubation à l’humidité de la capacité
au champ sur une durée de 30 jours, est d’environ de 0.017 mg N- NO3- kg-1 jour-1. Le
taux de nitrification est plus élevé que le taux de minéralisation. Dans des sols
agricoles le taux de nitrification est généralement supérieur au taux d’amonificación
(0.0017 mg N-NH4+ kg-1 jour-1). Pour estimer le taux de minéralisation du sol on
considere la somme de l’azote ammoniacal (N-NH4+) et l’azote nitrique (N-NO3-). Si
le taux d’amonificación est petit par rapport au taux de nitrification, il arrive donc
qu’en sortant la moyenne des deux valeurs (amofinifacion et nitrification) on obtient
une valeur plus petite que le taux de nitrification. Dans les sols agricoles le pH est
favorable et le sol est oxygéné fréquemment, ce qui donne les conditions adéquates
pour la nitrification. Ainsi, au fur et à mesure que se produit un ammonium il est
nitrifié, c'est pourquoi le contenu d'ammonium est maintenu petit, puisqu'il se
convertit rapidement à nitrate. La valeur du taux de nitrification dans le sol de la Loma
est faible en comparaison avec celles reportées pour les sols andiques Chiliens
154
(Etchevers et al., 1978). De façon générale, les sols dérivés de cendres volcaniques
présentent un taux de nitrification inférieur à celui des sols non allophaniques. Ceci est
du au faible contenu en bactéries nitriques et nitreuses (Aomine, 1972), vu les
conditions que les sols andiques offrent aux micro-organismes : un faible niveau de P
disponible et un fort niveau de Al extractible (qui est toxiques) qui limitent la présence
de micro-organismes (Longeri, 1973; Schaefer et al. 1972; Urbina et al. 1972 dans
Etchevers, 1978).
.
VI.1.3 Dénitrification du sol
Les conditions expérimentales du transfert du nitrate en colonnes de sol
présentent des conditions plus favorables pour la nitrification (T=25°C ; humidité
inférieure à la saturation) que pour la dénitrification (T=35°C ; anaérobiose).
Cependant, vu la forte capacité de rétention en eau du sol, il est possible d’avoir des
conditions d’anaérobiose dans la colonne si l’humidité du sol augmente aux niveaux
proches de la saturation. Dans une telle situation, nous avons décidé de mesurer la
dénitrification du sol (perte d’azote sous forme de nitrate) sous deux conditions : la
première condition est celle qui peut arriver dans les expériences en colonnes (T=25°C
et une humidité proche de la saturation) ; la deuxième condition correspond à la
condition optimale pour la dénitrification (incubation à 30°C et condition d’anaérobie =
humidité à saturation). La seule différence entre ces deux conditions est la température.
20
-
mg N-NO3 kg sol
-1
30
10
0
0
5
10
15
20
25
30
35
temps (jours)
Figure VI-2. Evolutions des concentrations en azote nitrique (N-NO3-), sous
conditions d’humidité proche de la saturation (anaérobique).
La figure VI-2 montre la concentration dans le sol de l'azote nitrique pour des
durées et conditions rencontrées dans les expériences en colonnes (T=25°C et une
humidité proche de la saturation). Ces résultats montrent qu’après cinq jours (temps
moyenne de durée des expériences des colonnes) la quantité de nitrate n'a pas été
modifiée de façon importante par l'action microbienne : sous condition d'anaérobie le
taux de disparition de nitrate est faible. Après une période de quinze jours, la vitesse de
disparition atteint un plateau, ceci étant du, peut être, à la température d'incubation qui
ne favorisait pas ce processus. D’autre part, le taux de dénitrification trouvé pour le sol
155
de la Loma en conditions optimales (incubation à 30°C et conditions d’anaérobie) est
faible, de l’ordre de 5x10-4 mg N-N2O g-1 jour-1.
En conclusion, nous pouvons dire qu’au bout de cinq jours, le taux de
production ainsi que le taux de disparition de la N-NO3- dans le sol de la Loma est
faible. Pour cette raison, ces paramètres ne sont pas considérés dans le calcul du bilan
de masse de l’azote dans les expériences de transfert d’azote en colonnes.
VI.2 Adsorption du nitrate dans le sol
Une des propriétés particulières des sols dérivés de matériaux volcaniques est la
charge variable, due à la présence de minéraux amorphes et d’un fort taux de matière
organique (voir chapitre I). L'ordre de grandeur et le signe de la charge superficielle
dépend la concentration et du pH de la solution en contact avec le sol (Sumner, 1995).
La conséquence de la charge variable est la capacité du sol à retenir des nutriments
anioniques appliqués au sol comme le nitrate. Cette situation s'avère bénéfique dans les
horizons sous-jacents où se localisent les racines des plantes et où ces nutriments
peuvent être utilisés, d’où la possible diminution du risque de pollution de l'aquifère que
ceci implique.
L'étude de l'adsorption d'un soluté dans le sol est classiquement faite en système
batch. L'ajustement des résultats expérimentaux aux équations d'isothermes d'adsorption
est un aspect important dans l'analyse des données, car la forme de l’isotherme donne
une idée du type d’adsorption du soluté d’intérêt dans le sol.
L'adsorption du nitrate de manière non spécifique dans les sols (Voir chapitre
I.6.3.2) a été documentée par (Parks, 1965). Uehara et Gillman (1981) mentionnent que
le nitrate et le chlorure sont adsorbés en surface par attraction électrostatique, de là
l'intérêt de mesurer la charge superficielle du sol. La détermination de la charge du sol
par une méthode physique comme la migration électrophorétique reflète la composition
superficielle externe des particules. Cette méthode est donc une méthode adéquate pour
étudier les phénomènes physico-chimiques qui surviennent suite à un changement de la
composition superficielle du sol (Escudey et al., 1985). De cette manière, il est possible
d'évaluer l'effet que les variations de concentration et du pH ont sur l'adsorption d'un
soluté à la surface du sol.
VI.2.1. Adsorption du nitrate en système batch (statique)
L’analyse de l’adsorption d’un soluté dans le sol se fait de façon traditionnelle
en systèmes batch. Ce type d’expériences permet de connaître le temps d’équilibre pour
le processus d’adsorption et permet l’étude de plusieurs concentrations initiales dans un
système relativement facile à développer en laboratoire. L’ajustement des données
expérimentales aux équations des isothermes d’adsorption est important afin d’analyser
correctement le phénomène d’adsorption. L’intérêt de réaliser cette expérience dans
cette thèse est celui de comparer les résultats d’adsorption du nitrate obtenus dans un
système statique (batch) et dynamique (colonnes de sol), ainsi que d’évaluer le type
d’adsorption.
La procédure utilisée pour l’analyse d’adsorption en batch, est expliquée de
manière détaillée dans le chapitre II. On rappelle que nous avons considéré les mêmes
156
profondeurs que pour les colonnes : 5 cm, 30 cm et 80 cm. Pour chaque horizon, nous
avons obtenu des isothermes d’adsorption dans les quatre cas suivants :
Cas 1. Isotherme d’adsorption du nitrate dans le sol brut
Cas 2. Isotherme d’adsorption du nitrate en compétition avec le chlorure dans le sol brut
Cas 3. Isotherme d’adsorption du chlorure en compétition avec le nitrate dans le sol
brut
Cas 4. Isotherme d’adsorption du nitrate dans le sol sans matière organique
Les objectifs de ce travail est de connaître l’isotherme d’adsorption du nitrate
dans le sol de la Loma, de connaître l’effet de la présence du chlorure sur l’adsorption
du nitrate dans le sol ainsi que analyser le comportement de l’adsorption du nitrate dans
un sol sans matière organique, c’est-à-dire, dans un sol avec une capacité d’adsorption
anionique produite uniquement par les éléments amorphes, en grande
majorité l’allophane.
Résultats
Les données obtenues lors des expériences en batch ont été modélisées
correctement avec l’isotherme linéaire, d’après l’équation I.20 (voir chapitre I)
S s = K d Cr ,
(I.20)
où
Ss est la concentration de sorbé (mM fixé kg-1 sol sec)
Cr est la concentration du soluté en équilibre (mM L-1 de solution)
Kd est le coefficient de distribution
Le tableau VI-2 montre les valeurs du coefficient de distribution, le pH de la
solution à l’équilibre et la valeur du coefficient de corrélation (r2). La valeur du Kd
donne une idée de l’affinité du sol pour chaque anion et pour chaque cas étudié. C'est-àdire, une valeur de Kd plus importante signifie une adsorption plus importante de soluté
dans le sol.
Table VI- 2. Valeur des paramètres : Kd, pH et r2 des expériences batch.
Profondeur
Cm
Cas expérimental
Kd
pH
à l’équilibre
r2
5-30
1
2
3
4
Nitrate/sol avec MO
Nitrate/sol sans MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
0.31
0.06
0.33
0.37
5.9
6.2
5.8
5.8
0.94
0.92
0.98
0.94
30-55
1
2
3
4
Nitrate/sol avec MO
Nitrate/sol sans MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
0.33
0.18
0.28
0.57
6.1
5.8
6.0
6.0
0.96
0.92
0.98
0.92
80-105
1
2
3
4
Nitrate/sol avec MO
Nitrate/sol sans MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
Nitrate+Chlorure/sol avec MO
0.36
0.54
0.48
0.47
6.1
6.0
5.9
5.9
0.92
0.98
0.95
0.95
157
A partir des expériences en système batch, il a été démontré que l’adsorption du
nitrate dans le sol de la Loma est linéaire pour les ordres de grandeur des concentrations
étudiées : 4 à 20 mM. A partir des expériences avec un sol brut et sans matière
organique, il a été démontré que c’est plutôt la charge variable provenant de la matière
organique qui participe à la capacité d’échange anionique jusqu'à la profondeur de 50
cm du profil. Les allophanes sont ensuite les minéraux amorphes responsables de la
capacité d’échange anionique du sol à partir du 55 cm de profondeur.
La matière organique et les éléments amorphes du sol volcanique étudié jouent
un rôle important dans l'adsorption du nitrate. La matière organique recouvre les argiles
allophaniques, ce que diminue l'effet de l’allophane dans la capacité d'adsorption
anionique du sol.
L'adsorption le nitrate dans le sol volcanique de la Loma présente donc deux
comportements différents :
- de 0 à 55 cm de profondeur, l'adsorption du nitrate n'est pas affectée par la
présence d'un autre anion, c'est-à-dire, l’adsorption du nitrate seule et du nitrate
en compétition avec le chlorure est identique. Toutefois, le sol montre une
préférence pour le chlorure par rapport au nitrate. À cette profondeur, la MO est
le principal constituent du sol qui participe à la capacité d'échange anionique du
sol.
- de 80 à 105 cm de profondeur, l'adsorption du nitrate augmente en présence de
l’ion chlorure, toutefois, le sol ne montre pas préférence pour un des deux
anions. À cette profondeur, la fraction minérale constituée principalement par
l’allophane, détermine les sites d'échange anionique.
Les isothermes d’adsorption, l’analyse des résultats et leur comparaison avec les
résultats obtenus dans l'étude de l'adsorption du nitrate de façon dynamique
(expériences en colonnes de sol), sont présentés dans le paragraphe VI.3.2.
VI.2.2. Charge superficielle du sol
Les sols dérivés de matériaux volcaniques sont caractérisés par la présence d’une
charge superficielle variable. L’analyse de la charge superficielle par la méthode de
migration électrophorétique va permettre d’une part, d’évaluer l’effet des paramètres du
sol (concentration du soluté et pH des solutions) sur la valeur de la charge superficielle
du sol de la Loma. D’autre part, les essais avec les différents électrolytes permettent de
mettre en évidence différents comportements d’adsorption dans le sol de la Loma en
fonction de la nature de l’électrolyte. La méthodologie suivie pour cette expérience est
présentée dans le chapitre II. Pour les expériences nous avons utilisé les mêmes
échantillons de sol utilisés dans les expériences en batch. Les électrolytes KCl et KNO3
sont utilisés à trois forces ioniques 10-2, 10-3 et 10-4 M pour chacune des trois
profondeurs étudiées.
VI.2.2.1 Résultats
Pour obtenir le point isoélectrique (PIE) (voir chapitre II), les mesures du
potentiel sont faites en partant du pH initial de la solution. Escudey et al. (1985) ont
démontré que pour les sols volcaniques c’est la méthodologie la plus adéquate. La
méthode classique consiste à ajuster le pH de la suspension aux valeurs extrêmes du pH
158
(i.e. 10 ou 3) et se déplacer vers l'autre extrémité de l'échelle de pH (i.e. 3 ou 10). On
obtient des valeurs différentes du PIE si on commence les mesures au pH de la
suspension du sol dans la solution d'intérêt (KCl ou KNO3 dans notre cas). Un tel
comportement est dû au fait que dans chacun des cas posés on modifie la surface du sol.
Nous avons donc mesuré la valeur du PIE du sol en entamant l'expérience au pH de la
suspension du sol dans la solution d'intérêt. D’abord, on mesure le pH et on évalue si la
charge observée à ce pH est positive, nous nous déplaçons vers un pH plus alcalin pour
que le graphe traverse l'axe du PIE. Si la charge observée est négative, nous nous
déplaçons vers un pH plus acide.
Dans toutes les mesures on a eu un pH initial entre 5 et 6, ce qui varie a été le
signe de la charge. Dans le sol en solution de KNO3 et aux trois profondeurs étudiées (5,
30 et 80 cm), la charge initiale aux concentrations 10-2 et 10-3 a été négative, tandis qu'à
la concentration 10-4 la charge a été positive. Dans le cas du sol dans KCl, nous avons
trouvé le même comportement du nitrate à la profondeur de 30 cm, tandis qu’à 5 et 80
cm la charge initiale aux trois concentrations utilisées (10-2, 10-3, 10-4) a été négative.
Les figures V-3 et V-4, montrent les courbes du potentiel Zeta (voir chapitre 2)
en fonction du pH aux trois différentes forces ioniques (10-2, 10-3 y 10-4 M) dans KNO3
(Figures V-3a et V-4a) et dans KCl (Figures V-3b et V-4b) pour la profondeur de 30
cm.
(a) KNO3
-2
Potentiel Zeta (mV)
30
I= 10
-3
I= 10
-4
I= 10
20
10
0
-10
-20
-30
0
2
4
6
8 pH 10
(b) KCl
159
I= 10-2
-3
I= 10
-4
I= 10
Potentiel Zeta (mV)
30
20
10
0
-10
-20
-30
0
2
4
6
8
pH 10
Figure VI-3. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH dans KNO3 (a) et dans
KCl (b) à la profondeur de 30 cm.
Potentiel Zeta (mV) )
(a) KNO3
30
I=10-2
20
I=10
10
I=10-4
-3
0
-10
-20
-30
0
2
4
6
8 pH 10
Potentiel Zeta (mV) )
(b) KCl
-2
30
I= 10
20
I= 10-3
10
I= 10
-4
0
-10
-20
-30
0
2
4
6
8 pH 10
Figure VI-4. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH dans KNO3 (a) et dans
KCl (b) à la profondeur de 80 cm.
160
Les Figures VI-3a, VI-3b et VI-4a, mettent en évidence que le sol de la Loma
est un sol à charge variable. Les courbes de concentrations différentes pour un même
électrolyte, ne croisent pas la ligne de potentiel zéro à la même valeur de pH, ce qui
indique que la force ionique de la solution affecte l'adsorption superficielle de l'anion.
De façon générale, si sur un graphique présentant la charge vs le pH à différentes
forces ioniques on n'observe pas un changement dans la valeur du PIE (si les mesures
sont faites par migration électrophorétique, bien entendu), cela signifie que le cation
comme l'anion forment seulement des complexes de sphère externe, on parle donc d'un
électrolyte indifférent et qu'il n'y a pas d'adsorption sur la surface. Au contraire, si on
observe un déplacement de la valeur du PIE, ca veut dire qu’il existe une adsorption qui
va au delà des complexes de sphère externe. Si le déplacement du PIE va vers des
valeurs de pH plus acides, cela implique l’adsorption d’un anion. Au contraire, si le
déplacement se produit vers des valeurs de pH plus basiques, cela implique l'adsorption
d’un cation. A partir de ceci, sur la Figure VI-3 on observe que tant le chlorure comme
le nitrate produisent un déplacement vers un pH plus acide, en rendant compte d'une
adsorption anionique. On observe que l'effet est plus important pour le chlorure que
pour le nitrate, car à plus petite concentration il produit des effets plus grands. D’autre
part, sur la Figure VI-4 on apprécie que seulement le nitrate modifie la charge et
présente un comportement qui indique une adsorption superficielle, apparemment, le
chlorure n’est pas adsorbé.
Pour évaluer le comportement de l'adsorption superficielle du nitrate dans le sol
de la Loma et sa variation avec la profondeur, la Figure VI-5 présente les courbes du
potentiel à la concentration 10-2 M de KNO3 pour les trois profondeurs étudiées (5, 30 et
80 cm). Pour le cas du chlorure, la Figure VI-6 montre les courbes pour la concentration
10-2 en KCl. A partir des Figures VI-5 et VI-6 on peut dire que le sol des différentes
profondeurs a un comportement très semblable vis-à-vis du nitrate mais un
comportement différent vis-à-vis du chlorure. Pour le nitrate, le PIE ne varie pas
beaucoup entre les profondeurs, il est autour de 4. Dans le cas du chlorure (Figure VI-6)
on observe un comportement de l'horizon superficiel différent des autres deux
profondeurs : à 5 cm de profondeur la valeur du PIE est d’une unité de pH inférieure
aux PIEs des deux autres horizons, résultat qui met en évidence une attraction pour le
chlorure similaire aux profondeurs 30 et 80 cm, mais inférieure à celle trouvée à 5 cm.
161
-2
KNO3 I=10
Potentiel Zeta (mV)
30
20
10
0
-10
-20
-30
0
1
2
3
4
5
pH
6
Figure VI-5. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH en KNO3 à la
concentration 10-2 M pour les trois profondeurs étudiées • 5 cm ; + 30 cm ;
80cm.
A partir des Figures VI-4, VI-5 et VI-6, on peut dire qu’il existe une adsorption
de chlorure qui se manifeste très fortement dès les concentrations très faibles. Un tel
comportement est probablement la raison pour laquelle le chlorure semble être
indifférent à 80 cm (Figure VI-4b), en effet, son adsorption, même à des concentrations
très faibles (10-4 M), est équivalente à l’adsorption du nitrate à la concentration plus
importante (10-2 M), il ya donc une interaction plus importante du chlorure dans le sol
que du nitrate. Ainsi, une réévaluation de la Figure VI-4 indiquerait que l’adsorption
anionique maximale dans le sol de la Loma, provoque un déplacement du PIE vers une
valeur du pH proche de 4, pour arriver à ce point avec le nitrate on requiert des
concentrations de 10-2 M, tandis que pour le chlorure un tel comportement se montre à
partir d’une concentration de 10-4 M. C'est-à-dire, il y a une affinité plus importante
pour le chlorure que pour le nitrate.
162
-2
KCl I=10
Potentiel Zeta (mV)
30
20
10
0
-10
-20
-30
0
1
2
3
4
5
pH
6
Figure VI-6. Courbes du potentiel Zeta en fonction du pH en KCl à la
concentration 10-2 M pour les trois profondeurs étudiées • 5 cm ; + 30 cm ;
80cm.
VI.2.2.2 Comparaison de résultats obtenus par migration électrophorétique et en
batch
Les sols volcaniques constituent un système complexe, les allophanes sont
recouvertes avec différents constituants, ce qui ne permet pas d’observer par migration
électrophorétique l'effet de la charge superficielle des différents constituants du sol, à
moins de faire des éliminations successives de tels recouvrements (c.à.d. des différentes
constituants). Pour expliquer ceci d'une manière simplifiée, nous pouvons considérer
que les sols volcaniques sont formés par des allophanes, recouverts par une première
couche constituée d’oxydes de Fer (qui peut aussi être d’Al) eux-mêmes recouverts par
la matière organique. Étant donné ceci, nous passons des sites superficiels du type SiOH à des sites Fe-OH puis à des sites CO-OH, chacun avec des propriétés acidobasiques différentes.
Si on fait de mesures par migration électrophorétique sur le sol complet, on
observe le comportement des sites de la MO qui seront les sites actifs les plus externes.
D’autre part, si on mesure la charge par titration ou à partir des essais en batch, les
espèces en solution peuvent atteindre des sites actifs internes (des différentes couches :
allophane et oxydes de fer dans notre cas) avec des propriétés d’adsorption très
différentes. Par exemple, dans la détermination de la capacité d'échange anionique ou
cationique en laboratoire, on mesure la charge totale, tandis que par migration
électrophorétique on mesure seulement la charge superficielle du sol.
A partir des résultats obtenus par migration électrophorétique, on peut dire, de
façon générale, que ni le nitrate ni le chlorure ne sont des électrolytes indifférents,
puisque pour les deux anions on a obtenu des valeurs de PIE différentes à différentes
forces ioniques.
163
Comme il a été expliqué, par migration electrophorétique, on observe ce qui
arrive en surface en mettant le sol en présence de solutions à différentes concentrations
et différents pH. L'intérêt de mesurer la charge par cette méthode, est que cette méthode
est très sensible aux changements de concentration, en permettant l'analyse de
l'adsorption à des concentrations faibles (i.e. 10-4 M), ce qui n’est pas possible avec
d'autres méthodes. Une telle analyse permet d’évaluer capacité d'adsorption d’un soluté
donné par le sol. D'autre part, la comparaison entre les résultats obtenus par cette
technique et ceux obtenus par des expériences d'adsorption en système bath, permet
d'observer s'il y a différence entre les sites d'adsorption externes (migration) et internes
(batch).
Le degré d'attraction différente entre le sol et le nitrate et le sol et le chlorure
trouvé lors des expériences en batch, est également observé par migration
electrophorétique. Nous avons trouvé par les expériences en batch et en colonnes de sol,
que le chlorure est retenu dans le sol de manière plus importante que le nitrate (Retard
du chlorure>Retard du nitrate). Ainsi, par migration electrophorétique on a observé une
adsorption anionique plus importante pour le chlorure. Ce résultat similaire entre les
deux techniques (batch et migration) impliquerait que les types des sites auxquels on
accède par migration et par batch ont un comportement similaire au niveau de
l’échantillon de sol analysé.
En comparant la valeur de pH du sol (de 5.9 en surface et de 6.4 en profondeur,
voir Chapitre III) avec la valeur du PIE observée à chaque profondeur, on observe que
le pH du sol est supérieur dans tous les cas. Un tel résultat (pHsol>PIE) indique que la
charge superficielle nette est négative (Uehara et Gillman, 1981). Ce résultat explique le
fait d'avoir des valeurs de CEC supérieures à l'AEC à la valeur du pH du sol à la Loma
(Chapitre III).
Escudey et Galindo (1983) reportent une valeur du PIE pour l’allophane autour
de 4.5 unités de pH. Pour ces auteurs, la capacité d'échange cationique des particules
inorganiques non cristallines comme l’allophane, augmente en éliminant le
recouvrement par les oxydes fer et la matière organique, car dans ces conditions le pH
du sol est supérieur au PIE. D’autre part, la valeur du PIE des oxydes de Fer est autour
de 9. D’après ces données on pourrait attribuer aux oxydes de fer (i.e. ferrihydrite) les
résultats obtenus lors des expériences en batch (Kd dans le sol sans MO > Kd dans le
sol brut), car après l’élimination de la MO se trouve en surface des argiles allophaniques
les oxydes du Fer.
VI.3 Mouvement du nitrate en colonnes de sol
VI.3.1 Caractéristiques
expérimentales
physiques
des
colonnes
étudiées
et
variables
Les caractéristiques physiques et les variables expérimentales (sauf les
concentrations) des colonnes utilisées dans la deuxième étape sont décrite dans le
chapitre IV. Ces mêmes caractéristiques ainsi que les différentes concentrations étudiées
sont rappelées dans l’article du paragraphe VI.3.2.
Dans l’étape préliminaire (chapitre IV), l'analyse de l'adsorption du nitrate a été
faite en combinaison avec l’anion bromure, afin de comparer le mouvement du nitrate
164
avec un anion qui n'est pas présent de manière naturelle dans le sol et qui ne souffre pas
de dégradation bactérienne. Cependant, il a été démontré que si on injecte du nitrate et
du bromure, on se retrouve avec 3 anions en compétition, car le chlorure qui est
naturellement présent dans le sol rivalise avec le nitrate et le bromure pour les sites
d’adsorption du sol. Il a été donc décidé de ne plus utiliser le bromure, et étudier la
compétition entre le nitrate et le chlorure. La solution injectée comme créneau a été
préparée en utilisant les deux anions aux concentrations de 4, 8 et 16 mM. On rappelle
que nous avons utilisé des colonnes intactes et des colonnes de sol remaniée à trois
différentes profondeurs : 5, 30 et 80 cm.
VI.3.2. Article 3 Comparative interpretation of batch and column nitrate adsorption
carried out on a Mexican Andosol: influence of soil properties. Version finale en cours
de révision pour soumission dans Soil Science Society of America Journal
165
COMPARATIVE INTERPRETATION OF BATCH AND COLUMN NITRATE
ADSORPTION IN A MEXICAN ANDOSOL: INFLUENCE OF SOIL
PROPERTIES
Prado B., Duwig C., Hidalgo C., Etchevers J., Gaudet, J.-P., Esteves M.
Abstract
Mexico City, with a population of about 20 million inhabitants, has very serious
problems of drinking water supply. An important amount of the drinking water being
provided to this city comes from the Valle de Bravo basin, which is used mainly for
agricultural activity and the exploitation of drinking water. The aim of the present paper
is to study the dynamics of nitrate in a volcanic soil of the basin. Soil nitrate adsorption
is analyzed statically through batch experiments, and dynamically by using intact and
packed soil columns. The two types of columns are used, under different scenarios of
concentration and flux velocity. The results obtained for both types of columns (intact
and packed) are compared as well as those obtained for the two techniques (batch and
columns). Finally the influence of soil properties on nitrate adsorption is evaluated. For
the analysis of the breakthrough curve it was necessary to carry out additional
experiments to explain the processes occurring during the migration of nitrate in the
soil. The soil of La Loma, of a variable charge, shows an anionic exchange capacity and
retains nitrate. Nitrate adsorption is linear in the range of concentrations studied, and
similar in the two systems used, columns and batch. The deviation percentage of the
retardation between the batch and column systems is below 14%. Contrary to
expectations, there is greater similarity between batch and intact columns. The soil
structure plays a decisive role in the study of the solute’s movement. Tillage activity has
an effect on the consistency and porous network of the profile upper centimeters,
reducing the connection among pores, thus preventing the presence of the preferential
flux found in unaltered horizons and favoring the retention of nitrate. Despite the soil
capacity to retain nitrate, the presence of the preferential flux found in deep horizons
accelerates the migration of nitrate towards the aquifer, which favors the risk of
underground water contamination by nitrate.
Key words: nitrate adsorption, anion exchange capacity, andosol, intact and packed
column,
1. Introduction
Mexico City, with a population of some 20 million inhabitants, has very serious
problems of drinking water supply. Currently 15% of the city’s water supply comes
from the Cutzamala system, which the Valle de Bravo water basin is part of, being the
most important as to the amount of water it provides. The soil of the Valle de Bravo
basin is of volcanic origin and agriculture one of the main activities carried out there,
therefore the use of nitrogen fertilizers is common. Currently, most basin bodies of
water show problems of eutrophication. The combination of the two uses of the basin –
agriculture and drinking water – gives priority to the study of the transfer of
agrochemicals like nitrate added to the soil, in order to reduce the risks of contamination
of water bodies.
Andosols are soils derived from volcanic ashes, and present high water and nutrient
retention, good permeability, high content of organic matter, among other properties,
166
which make them highly productive in agriculture. The presence of amorphous or short
range compounds and the high content of organic matter confer a variable charge to the
soil and makes the study of anions and cations dynamics in them more complex. As a
result of these characteristics, nitrate is retained in Andosols, which influences the
movement of this anion through the soil towards aquifers. There are a number of studies
on nitrate retention in volcanic soils (Singh and Kanehiro, 1969; Kinjo and Pratt,
1971a; Schalscha et al., 1973; Espinoza et al., 1975; Kamewada and Takahashi, 1996;
Katou et al., 1996; Kamewada, 1996; Magesan et al., 1998; Ryan et al., 2001; Ishiguro
and Seo, 2002; Sansoulet et al., 2004).
The two most common analytical techniques to study soil adsorption are the batch and
soil column displacement systems. The main differences between the two methods are
in the soil:solute relationship, the way to establish contact between these two phases,
and the time of contact between them. Nonetheless, the most important difference
between them is in the process through which equilibrium is reached. While in the batch
experiments the ongoing agitation allows to reach an equilibrium in the soil:solute
system, in the column displacement experiments the solution covers only once the soil
column volume that remains still. Furthermore, the soil:solution contact in columns is
affected by the soil structural properties.
The studies by MacIntyre et al. (1991) and Burgisser et al. (1993) report a good
correlation between both techniques, but most authors state that adsorption determined
in batch experiments is higher than in the displacement experiments for the same soil
(Bourchard et al., 1988; Maraqa et al., 1998; Celorie et al., 1989; Altfelder et al., 2001)
as a result of the mixing in batch that expands the accessible soil surface area. Others
(Schweich and Sardin, 1981) consider that both techniques are complementary.
The purpose of the present paper is to understand nitrate dynamics in Andosols, for
which nitrate adsorption in the soil is studied in a dynamic fashion (displacement in soil
columns) as well as statically (experiments in batch). The studies developed in two
types of columns in the soil of La Loma are considered as reference. The types of
columns are: packed which allow to study the effect of the soil properties and nature on
the adsorption of anions; and intact columns that show the transportation of solutes in a
more realistic way (Prado et al., 2006a). The two types of columns are used at three
different depths of the profile, under different conditions of concentration and flux
velocity.
2. Materials and Methods
The Soil studied
The Valle de Bravo watershed is located within the Trans-Mexican Volcanic Belt, in the
western side of the State of Mexico. With the objective of studying the water balance
and erosion in the zone, the experimental watershed “la Loma” was selected, which is
representative of the environmental conditions and land use of the Valle de Bravo basin.
The micro-watershed of La Loma is situated in the Amanalco de Becerra municipality
and is part of the sub-watershed Amanalco in the Valle de Bravo basin. La Loma has an
area of 53 ha, located between 2500 and 3100 m.a.s.l. The climate is tropical of altitude,
the annual precipitation is about 1300 mm and the annual mean temperature is 10.7°C.
167
Maize crop represents 35% of the total land use in La Loma watershed. Nitrogen
fertilizer is applied at a rate of about 150 kg N/ha. One maize plot of 350 ha was
selected for water balance, runoff, erosion and nutrient loss monitoring. The soil of this
plot was studied by excavating a 110 cm depth soil profile and is classified as Typic
Hapludand (Soil Survey Staff, 1999). Its physical, chemical and mineralogical
properties are described in detail in Prado et al. (2006b).
The source and sinks of N-NO3- from the soil was estimated through incubation. The
procedure indicated by Matus and Maire (2000) was used to estimate the mineralization
rate. The soil was incubated at 25°C and at field moisture capacity. The period of
incubation was 30 days and the measurement of N-NO3- and N-NH4+ in the soil was
carried out at 0, 5, 15 and 30 days. The soil denitrification rate was estimated following
the method proposed by Vivanco-Estrada et al. (2001) by incubation at 35°C, at 133%
of field capacity. The period of incubation was 18 days, with the measurement of
nitrous oxide after 0, 3 and 18 days. The denitrification rate was calculated observing
the rises of the N2O concentration along the different time periods considered. It is
worth pointing out that the temperature of the La Loma soil at five centimeters deep
fluctuates from 10 to 24°C, whereas at 30 cm deep temperature varies from 13 to 19°C
(during the rainy season when there is a risk of lixiviation, and the soil is moist). That
is, in field conditions, the soil temperature is never optimum to develop the processes of
mineralization and denitrification.
For structure and porosity analysis, intact and oriented cores were sampled in the soil
profile, in plastic boxes measuring 10 x 5 x 3 cm3 to make thin layers. The soil water of
intact samples was replaced by acetone in a vacuum chamber without altering the
original structure. The samples were then impregnated with unsaturated polyester resin
and left to dry at air temperature during about 4 weeks. Once hardened, thin layers were
cut and polished to reach a 30 µm thickness (Murphy, 1986), and the soil sections were
observed with a petrography microscope.
Column experiments
Eighteen soil columns were studied. Nine of them (three at each depth) were excavated
on the field at three different depths: 5, 30 and 80 cm (henceforth referred to as P1, P2
and P3 respectively) by pushing carefully a 16 cm long and 5.5 cm of inner diameter
PVC tube into the soil in order to obtain intact soil cores. Intact soil cores were kept at
4°C until the displacement experiments. Soil samples were taken at the same site and at
the same depths with a screw type auger, to get soil material to pack nine columns. The
moist soil samples were passed through a 2-mm sieve and left to dry at ambient
temperature during 36 hours, before being packed into a glass tube of 2.5 cm diameter
(3 columns were packed at each depth). The packed procedure consisted of putting soil
amounts equivalent to 3 cm long in the column and pushing them down with a wood of
1.5 kg weight. The same procedure was followed for each repacked column to get a
uniform and identical bulk density equivalent to the one from the field at the same
depth. Columns were oriented vertically and a constant flow rate under unsaturated
condition was passed through the columns using a peristaltic pump. Different Darcy
velocities were used, from 0.004 to 0.03 cm min-1. Solutions were injected at the top
and sucked at the bottom. In order to have the same conditions (pH and ionic strength)
of the soil to those prevailing in the field, a solution containing the major cations found
in the field (Ca2+, Mg2+ and K+) was prepared (henceforth referred to as reconstituted
168
soil solution). The concentrations of CaCl2, MgCl2 and KCl were 1.2, 0.1 and 0.1 meq/L
respectively. This solution was leached through the column during at least two pore
volumes until reaching a steady state for the output flow rate and the electrical
conductivity (EC) level. Once the steady state was reached, half of a pore volume of a
N-NO3-, Cl- and 18O pulse at the concentration of 4, 8 or 16 mM for the anions and 85
and 310 δ18OVSMOW for the 18O was injected and then pushed through by the
reconstituted soil solution. The 18O was used as a water tracer to calibrate the soil
hydrodynamic parameters of a numerical model. The electrical conductivity (EC), pH
and temperature of the solution at the bottom of the column were continuously
monitored. Leachate samples were automatically collected for chemical analysis. The
experiments ended when the leachates EC reached a level close to the reconstituted soil
solution’s EC. The column final water content was determined by weighing the column
at the beginning and at the end of each run, and by knowing the initial water content.
The pore water velocity (v) was calculated as the input solution flux over the volumetric
water content. The pore volume (Vo) was estimated as the total column volume times
the final volumetric water content. The leachate fractions were weighed to check the
flux at the column exit and were analysed for N-NO3-, Cl- , K+, Ca2+, Mg2+. Runs were
conducted in the same way in both column types. The three different concentrations
were studied at each depth and for each type of columns. Tables 1 and 2 summarize the
intact and packed soil columns experimental parameters, respectively.
Table 1. Experimental intact columns parameters
Column Depth
Darcy flow
ρ
θ
-3
3
-3
Cm
g cm
cm cm
cm min-1
C1
5
0.74
0.83
0.008
C2
5
0.79
0.66
0.032
C3
5
0.63
0.70
0.005
C4
30
0.82
0.79
0.013
C5
30
0.79
0.77
0.016
C6
30
0.61
0.82
0.004
C7
80
0.70
0.88
0.012
C8
80
0.69
0.77
0.016
C9
80
0.60
0.84
0.005
ρ = bulk density
θ = water content
Co =pulse concentration
Table 2. Experimental packed columns parameters
Column Depth
Darcy flow
ρ
θ
-3
3
-3
Cm
g cm
cm cm
cm min-1
PC1
5
0.68
0.99
0.031
PC2
5
0.65
0.98
0.029
PC3
5
0.70
0.89
0.020
PC4
30
0.70
0.90
0.020
PC5
30
0.72
0.90
0.014
PC6
30
0.70
0.98
0.031
PC7
80
0.63
0.91
0.013
PC8
80
0.64
0.94
0.020
PC9
80
0.64
0.93
0.018
ρ = bulk density
169
Co
mM
4
8
16
4
8
16
4
8
16
Co
mM
4
8
16
4
8
16
4
8
16
anion
N-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and Cl-
anion
N-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and ClN-NO3- and Cl-
θ = water content
Co =pulse concentration
Adsorption isotherm from batch experiments
The same soil used in packed columns was used for the batch experiments. The soil was
passed through a 2-mm sieve at field water content. KNO3 and KCl solutions were used
at five different concentrations: 4, 8, 12, 16 and 20 mM for N-NO3- and Cl-. The
solutions were prepared using the reconstituted soil solution, in order to keep the same
conditions regarding the ionic strength and pH of the soil to those prevailing in the field,
as explained in the column experiments paragraph. The soil and the anionic solution
were agitated in 100 mL plastic tubes using an agitator type end-over-end regulated at
40 rpm speed. The soil:solution ratio used was 1:2 (g of dry soil:ml of solution) and the
equilibration time was 24 hours. The soil:solution ratio and the equilibrium time were
established following the procedure indicated by Roy et al. (1991). After agitation,
samples were centrifuged to separate the solid and liquid phases. The N-NO3- and Clconcentrations were estimated in the supernatant. pH was measured in the supernatant
solution at the beginning and end of the experiment, so as to control the soil variable
charge density (Okamura and Wada, 1983; Ishiguro et al., 1992).
To determine the amount of solute adsorbed per mass of adsorbent, the equation (1)
proposed by Roy et al. (1991) was used:
S = [(Co - C)*V]/m
(1)
where:
S = amount of solute adsorbed per unit mass of adsorbent,
Co = initial solute concentration (determined analytically) before exposure to adsorbent,
C = solute concentration after exposure to adsorbent at equilibrium
V = volume of solute solution added to reaction container
m = soil mass (oven dried basis) added to reaction container
The data obtained from the batch follow a linear isotherm with Eq. 2:
S = KdC ,
(2)
where Kd is called the distribution coefficient (amount of solute adsorbed per unit mass
of adsorbent/solute concentration at equilibrium), which indicates the soil’s affinity
degree for the solute.
To calculate the retardation coefficient from the Kd value the following equation was
used:
R= 1+ρKd/θ,
(3)
where ρ is the bulk density and θ is the volumetric water content.
170
Analytical methods
N-NO3- and N-NH4+ concentrations were analysed in the soil by using the steamdistillation method. In the leachates, Ca2+, Mg2+ were determined by atomic absorption
spectroscopy, and K+ by atomic emission spectroscopy (SpectrAA 220 Varian). N-NO3was estimated colorimetrically by the salicylic acid method (Robarge et al., 1983). Clwas analysed by titration with AgNO3 (AOAC, 1980), 18O by mass spectrometry and
N2O by gas chromatography (Hewlett Packard, 5880).
Transport parameters determination
Convection-dispersion equation transport parameters were determined for the 18O, NNO3- and Cl- breakthrough curves (BTC) data using the CXTFIT 2.1 code (Toride et al.,
1999). The model was used in inverse mode by fitting an analytical solution of the
convection-dispersion equation (CDE) coupled with either physical equilibrium or nonequilibrium process (least-squares optimisation method). The use of CXTFIT assumes
that adsorption is linear. In packed columns and in one of the three surface intact cores,
the deterministic equilibrium adsorption model was used. The model was fitted on the
18
O BTC using a retardation factor R=1 being a non-sorbed solute in order to get the
dispersion coefficient D (cm2 min-1). D was then kept constant and the same model as
fitted on NO3--N and Cl- BTCs to obtain R. In this procedure it was assumed that all the
water was mobile and therefore at physical equilibrium. For all the other intact soil
cores, where the 18O BTC peak appeared before one pore volume, the two-region nonequilibrium model for flux concentration was used. The model was fitted on the 18O
BTC using R=1 to obtain D, the mobile water fraction f (θm/θ) and the dimensionless
mobile-immobile region exchange term (ω). D and f were then kept constant and the
same two-region model was fitted on the N-NO3- and Cl- BTCs to obtain R and β
(dimensionless partitioning coefficient).
The first-order mass transfer coefficient (s-1) ruling the rate of solute exchange between
the mobile and immobile liquid regions is estimated by the equation:
α = ω*θ*v/L (4)
Where:
ω= dimensionless mass transfer coefficient
θ =volumetric water content (cm3cm-3)
v = average pore water velocity (cm min-1)
L = characteristic length (cm)
The exchange characteristic time (tα) between the mobile and immobile regions is
calculated as the ratio between immobile water content (θim) and α.
The mean breakthrough time or resident solute time (ts) for the non-equilibrium model
is determined using the following equation
ts = R* tw
where:
R = retardation factor
tw = resident water tracer time
171
(5),
Dispersivity was estimated with the equation:
λ=D*v-1 (6)
where:
λ = dispersivity (cm)
v = the pore velocity (cm min-1),
D = the hydrodynamic dispersion (cm2 min-1)
The use of the Eq.6 considers that the molecular diffusion is neglected so the
hydrodynamic dispersion is equal to the convective dispersion. Considering that in a
one-dimensional experiment it is not easy to distinguish the effects of both molecular
diffusion and convection on solute mixing, Kutílek and Nielsen (1994) suggest that with
a Peclet number over 5, the molecular diffusion term can be neglected. For the velocity
flux range used in this study, the Peclet number was always over 5, allowing the use of
Eq. 6. We decided to discuss the λ values rather than D, as it is usually the former that
appears in the literature.
Retardation factor
To compare the values of the retardation factor (R) obtained by both methods, the
percentage of deviation of the value of R obtained in batch (Rbatch) from the value of R
obtained in columns (Rcolumn) is estimated.
3. Results
Description of the soil
The morphological description of the soil profile, excavated in the same site where the
columns were sampled, allows observing the differences that the soil structure presents
(Prado et al., 2006). In the upper 20 cm, the soil shows a granular consistency, typical of
Andosols, attenuated by the agricultural practices carried out by farmers. Meanwhile, at
deeper levels (20-80 cm), it is possible to observe the formation of subangular blocks
along the profile. This is confirmed by thin layer micro-morphological observations.
The micro structure of the sections obtained at approximately 20 and 80 cm deep
(Figure 1) shows in both cases a fairly massive structure with fissures crossing the soil
matrix. In the upper part (20 cm), fissures, which are bigger, and pore-canals form
incipient subangular aggregates (Figure 1a). In the lower part of the profile (80 cm)
larger subangular aggregates are observed along with a marked increase of the
macroporosity and of the connection degree among pores (Figure 1b).
Figure 1. Micro-structure of the sections obtained at approximately 20 and 80 cm
depth
172
(a)
(b)
The main chemical and mineralogical properties of the soil used for the experiments in
batch and in packed and intact columns are presented in Table 3. The main parameters
that theoretically participate in the surface reactions and have an impact on the
adsorption and movement of nitrate are determined.
Table 3. Selected chemical and mineralogical properties of each depth studied
Depth
OM
pH
CEC AEC
EA
Allophane Ferrihydrite
H2O NaF
KCl
cmolc kg-1
a
b
Cm.
%
1:2.5 1:5
1:2.5
(%)
(%)
5 to 30
9.5
5.9
11.2
5.6
20.3
1.9
0.08
21.4
2.3
30 to 55
9.3
6.3
11.2
5.8
21.9
2.0
0.05
25.8
2.7
80 to 105
8.4
6.4
11.4
6.0
19.5
2.8
0.05
26.9
2.4
OM organic matter
CEC cation exchange capacity
AEC anion exchange capacity
EA = Exchangeable acidity (Al3+ + H+)
a (6*Si extracted by oxalate) Parfitt, 1990
b (1.7*Fe extracted by oxalate) Childs et al. 1991
The value of delta pH (pH KCl – pH H2O) indicates the sign and magnitude of the soil
surface charge. The value of this parameter in the soil under study is negative, of -0.4
units of pH, which indicates the soil shows a net negative charge. The content of
exchangeable aluminum is low, on average of 0.05 cmolc kg-1. These results confirm the
presence of both variable and permanent charges in the soil (Uehara and Gillman,
1981).
The content of organic matter is higher (9.5 %) at 5 to 30 cm depth (P1 and P2) and
decreases to 8.4 % at 80 cm depth (P3). The cation exchange capacity (CEC) is
approximately 20 cmolc kg-1, while the anionic exchange capacity (AEC) which tells
about the soil capacity to retain anions, remains more or less constant, at about 2 cmolc
kg-1 for the first 30 cm, and 2.8 cmolc kg-1 at 80 cm deep.
173
The content of allophane slightly increases with depth, from 21 to 27 %. The presence
of allophane, which content is more or less equal in the three depth levels studied in
columns, is confirmed by spectroscopy IR, and the corresponding spectra are similar to
the spectras obtained for the soils horizons of the profile (Prado et al., 2006). Allophane
exhibits a surface charge of the dual-charge particle type (Qafoku et al., 2004).
Ferrihydrite is the non-crystalline iron oxide most abundant in the soil, which rises
slightly from 2.4% to 2.7 % with depth (Table 3). Iron oxides have been reported to
usually having a positive net charge under acidic conditions, typical of tropical soils
(Qafoku and Amonette, 2003). The presence of these short range materials,
characteristic of Andosols, determines the chemical behaviour of the soil.
The incubation experiments to determine the soil input and output of N-NO3- indicate
that the denitrification and nitrification of the soil is 0.0024 mg N-N2O g-1 and 5 mg
NO3--N g-1 (dry soil weight basis), respectively, during a five-day period, average time
of duration of the column experiments.
Figure 3a shows the break through curves (BTCs) for nitrate and oxygen 18 obtained in
the packed column corresponding to the 5 cm depth (P1). The BTC of the water tracer
(H218O) shows a symmetrical form, whose peak is at a pore volume after half of the
pulse injection was applied, indicating physical equilibrium in the system. The nitrate
BTC is also symmetrical, showing the presence of chemical equilibrium; it also appears
to be retarded in relation to the oxygen 18 curve, which indicates that nitrate is retained
in the soil. The same behaviour is observed in the packed columns of the other two
depth levels studied, P2 (30 cm) and P3 (80 cm), as well as in the reruns of them.
Table 4 shows the results obtained in the BTCs modelling of packed columns. The
convection-dispersion equation, coupled with physical and chemical equilibrium,
adequately describes the experimental data; the values of the correlation coefficient (r2)
obtained from experimental and simulated data range from 0.92 to 0.96. Dispersivity
does not vary much among columns (of the same as well as different depth levels). In
each depth level, retardation does not vary significantly with the pulse concentration
change (not shown), which indicates that adsorption occurs in a linear fashion, in the
range of concentrations studied. This allows to calculate an average value of this
parameter for each depth level shown in Table 4. Retardation varies in the three
horizons studied, it slightly diminishes from P1 to P2 and substantially increases from
P2 to P3.
Table 4. Model fitted parameters for packed columns
Depth
Pe
Retardation factor
λ
N-NO3Clcm Average stdev
average
stdev
P1
9.5
0.73
1.14
0.05
1.21
0.03
P2
9.3
0.77
1.07
0.03
1.34
0.04
P3
8.4
0.68
1.29
0.02
1.43
0.03
Pe: Peclet number
λ: dispersivity
stdev: standard deviation (3 duplicates)
174
Model
Equilibrium
Equilibrium
Equilibrium
Intact Columns: non physical equilibrium
In intact columns two types of BTCs are obtained for the water tracer (H218O). First, a
symmetrical BTC, whose maximum is situated at one pore volume after the injection of
half the pulse, indicating a physical equilibrium similar to that reported for packed
columns, corresponds to one of the repetitions of the P1 depth columns (5 cm). For the
remaining intact columns an asymmetric curve is obtained (Figure 3b), whose
maximum is situated before one pore volume and with tailing at the end of the curve,
which shows there was no physical equilibrium in the system in the two remaining
repetitions of the P1 depth columns and the three repetitions of the P2 (30 cm) and P3
(80 cm) depth columns. The nitrate curve also appeared asymmetric and retarded in
relation to the water tracer, which means, as in the case of packed columns, there is
retention of N-NO3- in the soil.
Table 5 shows the results obtained in the BTCs modelling of intact columns. For the P1
BTC in equilibrium, the dispersion convection equation is well adjusted to the data
obtained, whereas for the rest of the P1 columns and the total of P2 and P3 columns the
two-region non-equilibrium model for flux concentration is used. Dispersivity increases
with depth, the average value of this parameter varies from 1.67 cm in P1 to 2.61 cm in
P3. The retardation factor slightly increases with depth. In each depth, the retardation
value does not vary with pulse concentration, therefore soil nitrate adsorption occurs in
a linear fashion (in the range of concentrations studied); Table 5 shows the average
values of R obtained for each depth.
Figure 3. Observed and simulated breakthrough curves for N-NO3- and H218O for
a (a) packed column at 5 cm depth and (b) intact column at 80 cm depth
a) Packed column
Simulated
0.6
C/Co
Observed
18
O
18
O
Simulated N-NO30.4
Observed N-NO3
0.2
0.0
0
1
2
3
Pore volume
b) Intact column
175
4
Simulated
0.6
C/Co
Observed
0.5
18
O
18
O
Simulated N-NO3-
0.4
Observed N-NO3-
0.3
0.2
0.1
0.0
0
1
2
Pore volume
3
4
Table 5. Model fitted parameters for intact columns
Depth Pe λ
ts
Retardation factor
f
tα
cm
P1
25
0.9
/
min
min
N-NO3average
1.02a
b
stdev
Claverage
1.23 a
b
Model
stdev
P1
6 2.4 0.75 1464 1223
1.16
0
1.25
0.07
P2
10 2.3 0.72 1347 766
1.21
0.02
1.34
0.08
P3
12 1.7 0.73 1199 735
1.31
0.01
1.33
0.06
Pe: Peclet number
λ : Dispersivity
f =θm/θ : mobile water fraction
α: first-order mass transfer coefficient
tα: exchange characteristic time
ts : resident solute time
stdev: Standard deviation (3 duplicates); a: no duplicate; b: two duplicates
1: equilibrium
2: physical non equilibrium
1
2
2
2
In all depth levels the exchange coefficient (α) increases in proportion to the pore
velocity (v) (not shown), and the value of the correlation coefficient between α and v is
0.93. The non physical equilibrium indicates the presence of immobile water in the
column. The mean value of the immobile water fraction (f) does not vary much among
depth levels, ranging from 0.75 in P1 to 0.73 in P3.
Batch
The adsorption isotherms of N-NO3- obtained at the different depth levels under study
were linear. Also Qafoku et al. (2000) report the linear adsorption of nitrate in soils of
variable charge in the concentration range of 5 to 30 mmol/L, equivalent to the range
studied here.
176
Figure 4. Adsorption isotherms for N-NO3-
P1 Kd =0.33 L kg-1 ; r2 =0.94; pH=5.8
P2 Kd =0.28 L kg-1 ; r2 =0.98; pH=6.0
P3 Kd =0.48 L kg-1 ; r2 =0.96; pH=5.9
Adsorbed concentration (
(mM kg-1)
10
8
6
4
2
0
0
5
10
15
20
Equilibrium concentration (mM)
Figure 4 shows the adsorption isotherms of N-NO3- obtained at the different depth
levels under study (5, 30 and 80 cm); the values of the Kd parameter and experimental
pH are pointed out in each case. Figure 5 shows the isotherms corresponding to Cl-. The
linear form of the adsorption isotherms for N-NO3- and Cl- indicates there is a
permanent partition between the concentration of N-NO3- and Cl- in the solution.
Figure 5. Adsorption isotherms for Cl-1
10
-1
(mmol kg )
Adsorbed concentration (
2
P1 Kd =0.37 L kg ; r =0.94; pH=5.8
-1
2
P2 Kd =0.57 L kg ; r =0.93; pH=6.0
P3 Kd =0.47 L kg-1 ; r2 =0.95; pH=5.9
12
8
6
4
2
0
0
5
10
15
20
-1
Equilibrium concentration (mmol L )
From the values of Kd obtained, the value of R (Eq. 5) is calculated for each anion and
depth level studied. Table 6 shows the mean values of R for the nitrate obtained in each
depth horizon. These values were 1.3, 1.2 and 1.4 in P1, P2 and P3, respectively, that is,
the value of R slightly varies with depth, decreases from P1 to P2 and rises again in P3.
This means that the amount of N-NO3- adsorbed per kg of adsorbent in the upper 80 cm
was very much alike, but different to that of P3. Chloride shows a similar behaviour.
177
Table 6. Retardation factor in batch experiments and the deviation from the
column value
Depth
Batch
Column
Batch
Column
R N-NO3
Packed Intact
R Cl
Packed
Intact
cm
average stdev
%dev
%dev average %dev
%dev
%dev
5
1.31
0.03
-13
-13
1.35
0.095
-11
-8
30
1.24
0.03
-14
-2
1.49
0.095
-10
-10
80
1.39
0.03
-8
-6
1.39
0.095
3
-4
stdev: standard deviation (3 duplicates)
R: retardation factor
4. Discussion
Packed Columns vs. Intact Columns
The symmetrical BTCs (Figure 3a) obtained for nitrate in all the packed columns
indicate that in this case the reactions between the soil and the solute occurred
instantaneously or that the solute’s time of residence was sufficiently long to reach
equilibrium.
In all the intact columns but one, the asymmetric behaviour and anticipated exit of the
water tracer, shown by the BTCs, make reference in these columns to different soil
conditions compared to packed columns. That is, in intact columns at 5 cm deep both
equilibrium and non equilibrium are present. The equilibrium case is because the soil
structure in the surface of the profile is the result of tillage that destroys the natural
structure of the soil, affecting the connection among pores and thus reducing the flux
by-pass (Prado et al., 2006a). On the other hand, considering that the sampling of the
columns was made before preparing the soil for maize sowing, after a period of five
months of rest, the presence in this case of roots from previous crops and weeds, plus
meso fauna (worms, beetles) might have formed preferential routes for the movement of
water and the solute. All these events are the cause of the apparently contradictory
results registered in the surface intact columns.
The Darcy velocities values constitute another factor adding to this heterogeneous
surface reality. The variation in the P1 depth goes from 0.005 to 0.3 cm min-1, while in
P2 and P3 depths the flux is smaller, from 0.004 to 0.016 cm min-1 (Table 1). This fact
is directly related to the properties of the soil at deep levels; through infiltrometry
measurements in the site it was possible to verify a decrease of hydraulic conductivity in
the soil of La Loma at 55 cm depth (Prado, 2006).
In the other intact columns where non physical equilibrium is detected, the resident
solute time (ts) is shorter than the exchange characteristic time (tα), that is, the solute
does not remain enough time in the column to attain equilibrium. The presence of
preferential flux causes an anticipated exit reducing the time of residence of the solute.
The decrease of ts in P2 and P3 depths is because the Darcy velocity values used at
these depth levels are above those used in non equilibrium P1 depth columns.
178
Batch vs Columns
The values of R obtained in packed (Table 4), intact (Table 5) and batch columns (Table
6) are compared. In the three depths studied, the R values registered in batch are higher
than those of columns. That is, the adsorption capacity detected in batch is higher than
that in columns. This may be due to the expansion of the accessible surface area as a
result of the disaggregation of clays during the mixing in the batch system. Fesch et al.
(1998) say that on this account, the comparison of the results obtained in these two
systems shows that the number of adsorption sites detected by the batch technique
significantly overestimates the condition within the column.
The deviation percentage of R in batch (Rbatch) from the value of R in columns (Rcolumn)
(Table 6) varies from -14 to 3%, this variation being higher in P2 depth packed
columns. Though the deviation obtained from this factor is apparently significant, it is
not higher than 20%, therefore, according to Maraqa (2001), it may be considered a
slight variation. The differences in the R values detected by both techniques are due to
experimental differences between the two methods, mainly regarding the soil/solution
relationship and the levels of mixture. In the case of intact columns, it is worth
mentioning that not all the sites are covered because of the preferential flux, which in
theory reduces even further the possibilities of reaction and therefore of retardation.
Contrary to expectations, the similarity found between the retardation recorded in batch
and that of intact columns is greater than in packed columns (Table 6). Despite the
presence of a immobile water fraction in the intact columns, the sites covered by the
solute flux could house an important fraction of the nitrate adsorption sites.
The fact of having recorded lower values of R in packed columns might be partly
explained by the prevailing use of the soil at field moisture in the batch system and
intact columns. In packed columns the soil was dried at room temperature for 36 hours,
which surely in this case led to a decrease of the specific surface and its reactivity as a
result of the irreversible formation of aggregates (Uehara and Gillman, 1981).
Based on the results obtained, by using both techniques (batch and intact columns),
adsorption occurs in similar degrees, which could be due to the linear nature of
adsorption isotherms and the instantaneous adsorption observed in both cases
(MacIntyre et al., 1991).
Competition between Nitrate and Chloride
The comparison of the nitrate and chloride pulse breakthrough curves of intact and
packed columns and the batch experiment gives an idea of the soil’s preference for the
anions under study. Figure 6 shows a comparison between these curves for one of the
intact columns at the P2 depth. Chloride BTC exit occurs later than nitrate’s one,
revealing the soil’s preference for the first of these anions. This behaviour is similar in
the three depths of the packed columns (Table 4), the remaining intact columns (Table
3) and the batch system (Table 4) at P1 and P2 depths. However, in the case of P3 depth
(intact columns and batch), the same retardation factor was obtained for both anions.
179
Figure 6. Observed and simulated breakthrough curves for N-NO3- and Cl- for an
intact column at 30 cm depth
0.5
Simulated N-NO3
C/Co
-
0.4
Observed N-NO3 -
0.3
Simulated Cl
-
Observed Cl
0.2
0.1
0
0
1
2
3
Pore volume
4
5
The results obtained in the mineralization and denitrification experiments show that
nitrate is not eliminated nor produced by the soil in significant amounts. Amounts in
both cases are unimportant compared to the concentrations used in the experiments.
Therefore these processes can not explain the differences in the R values between
nitrate and chloride.
Nitrate adsorption and its relation with the soil physical properties: structure and
porosity
The little variation of dispersivity among packed columns (at the same and different
depths), tells about a homogeneous structure attained in the filling and packing of
columns (Magesan et al., 2003). In the case of intact columns, dispersivity varies among
the different depths, which evidences the existence of a structural variability along the
profile. The soil of La Loma is of a textural loamy kind throughout the profile, but
tillage and variations in the content of amorphous materials and organic matter modify
the soil structure; it varies from granular of loose consistency at the surface to granular
with aggregates at deeper levels (Prado et al., 2006b).
The soil structure and its variation throughout the profile regarding the connection of
pores result in the formation of preferential routes to be followed by the flux, which is
reflected in the behaviour exhibited by breakthrough curves in intact columns.
Nitrate adsorption and its relation with the soil chemical and mineralogical properties
As already pointed out before, the values of R obtained in intact columns are similar to
those found in the batch system and higher than those registered in packed columns. In
the batch system and intact columns the soil was used at field moisture, while in packed
columns it was dried at room temperature for 36 hours, which might mean a decrease of
AEC. Uehara and Gillman (1981) point out that amorphous materials lose specific
surface area after being dried, and form aggregates. Since the ionic exchange capacity is
180
the result of the specific surface area and the surface charge, the reduction of the
specific surface comes together with the reduction of the ionic exchange capacity.
The main soil components making up the variable charge are allophane clays and
organic matter (OM) (Nanzyo et al., 1993). The generation of adsorption sites is the
result of the dissociation of H+ from the OH groups of the surfaces Al-OH or Fe-OH
(Coleman and Thomas, 1967; De Villiers et al.,1967). The formation of these sites may
be associated with the presence of organic matter in the first 55 cm and allophane from
80 to 105 cm deep, according to the results obtained by Prado (2006) from adsorption
experiments in batch in the soil with and without OM. This explains the behaviour of R
detected in the batch system and packed columns; it follows the same trend than the OM
content in the first two horizons. On the other hand, the similar retardation occurring in
chloride and nitrate detected at P3 depth in intact columns and batch may be due to the
fact that allophane clays are the ones determining the soil AEC at this depth. The
generation of non selective sites is associated with the presence of allophane, a mineral
compound that according to Dixon and Schulze, (2002) sorption appears to be
nonselective with respect to the halides Br, Cl and I, or to ClO4 and NO3.
Although Bolt (1978) points out that the order of preference in the adsorption of anions
is similar in the case of N-NO3- and Cl-, however the preference of chloride adsorption
over nitrate in volcanic soils has already been reported (Kinjo and Pratt 1971b;
Kamewada and Takahashi, 1996; Katou et al., 1996).
Cations Movement
The determination of the cations present in the columns output solution allows also to
evaluate, in addition to nitrate and chloride, the interactions of major cations. The BTCs
of major cations in intact columns are identical. Figure 7 shows the example of the
dimensionless curve (C/Co vs Vo the pore volume, the pulse injection begins at Vo =0,)
corresponding to the 80 cm depth column; at the beginning of the output flux exit, C/Co
> 1, which means that the concentration of calcium and magnesium was higher than that
of these cations in the reconstituted soil solution injected permanently; this
concentration diminishes with time until reaching a stable level before injecting the
pulse. Potassium, the cation accompanying nitrate and being injected permanently
during the experiment, shows a mean concentration of C/Co = 0.001, which means that
the concentration of potassium in the leachate is 1000 times smaller than the
concentration injected to the pulse in the case of the curve shown (16 meq L-1). Both
behaviours suggest that potassium is held in the soil replacing the calcium and
magnesium cations, which are expelled from the column.
The height of the BTCs of the evaluated cations appears in the following order:
magnesium>calcium > potassium. The concentration of the Ca2+ BTC peak is 15 times
higher than the Ca2+ soil concentration; for Mg2+ it is 47 times above, which may
indicate an increasing affinity in the following order: K+>Ca2+>Mg2+. The affinity of
cations in the order found in this study is similar to that reported by Salazar et al. (2002)
in Chilean volcanic soils.
Figure 7. Measured K+, Ca2+ and Mg2+ breakthrough curves for an intact soil
column at 80 cm depth (C/Co = cation concentration in the leachates/cation
concentration injected; pore volume=0 is the pulse injected time).
181
50 C/Co
+
K
2+
Ca
40
2+
Mg
30
20
10
0
-1
-0.5
0
0.5
1
1.5
2
Pore volume
These results show the capacity to adsorb anions and cations by the soil under study.
The phenomenon of co-adsorption is common in soils of variable charge (Qafoku et al.,
2004), and has been reported for pH values between 4 and 6 in Andosols (Kamewada
and Takahashi, 1996). This is due to the simultaneous development of available sites for
cations and anions on variable charge surfaces (Wada, 1984) defined in these soils by
their main components, allophane and organic matter (OM) (Nanzyo et al., 1993) (see
Table 1). According to Qakofu et al. (2004), during the adsorption of both ions types
(cation and anion,) internal sphere complexes form on the surface, with the resulting
release of equivalent amounts of OH- and H+ ions that react to form water. The cations
adsorption would also be favoured by the negative charge associated with the
halloysites present in the soil (Prado et al., 2006b) and that generated in the organic
matter-sesquioxide complexes by organic matter and allophanes (Miehlich, 1981). In
general, complexes of external and internal spheres are considered to be the result of the
adsorption of monovalent cations by different types of surfaces like crystalline silicated
clays, OM and oxides (Sposito, 1984).
4. Conclusions
The interpretation of sorption processes occurring in solute transfer through the analysis
of breakthrough curves requires to know the physico-chemical and microbiological
processes occurring in the soil. The processes presumably happening need to be
confirmed or refuted through additional experiments. The results obtained in this paper through batch experiments, the analysis of the soil structure and porous network through
thin sections, the analysis of the water dispersive behaviour of the soil by using a water
tracer, and the experiments of mineralization and denitrification of the soil - were used
in the analysis of the breakthrough curves at the outlet of the columns.
The adsorption of nitrate and chloride in the Andosol studied can be described as a
linear isotherm. The amount of nitrate and chloride adsorbed in the upper centimetres of
182
the profile (0 to 80 cm) was similar, but different and higher than that recorded from 80
cm deep. In the volcanic soil studied, the action of organic matter in the first centimetres
and of allophane from 80 cm deep is decisive for the soil anion exchange capacity.
The linear and instantaneous adsorption of nitrate within the concentrations range
studied was similar in both systems, columns and batch. Between the batch and column
systems a percentage of deviation below 14% was detected. Contrary to expectations,
there was greater similarity between batch and intact columns. Apparently, soil drying
prior to the packing of packed columns has an influence on the soil anionic exchange
capacity, which leads to a lesser retardation of the nitrate found in this type of columns
regarding the retardation found in intact columns.
There was a similar retardation in the two types of columns, though in intact columns
non physical equilibrium of the system was established. That is, in the present paper and
for the range of concentrations and Darcy velocities studied, both types of columns were
appropriate to study the effect of the soil’s chemical and mineralogical properties on the
adsorption of nitrate. It is worth pointing out that the comparison of the results obtained
in both types of columns contributed to reveal certain soil properties, like the decrease
of the anion exchange capacity due to the 36 hours air drying prior to packing the
columns, and the existence of preferential flow in intact columns. Therefore, it can be
concluded that the results obtained from both types of columns were complementary
and necessary for an accurate analysis of nitrate adsorption in the volcanic soil studied.
The main results difference between the two types of columns used (packed and intact)
is due to the soil structure which was modified in packed columns. The presence of
preferential flux observed in all the intact columns except for one is due to the good and
natural connection of the porous network of the soil profile. In one surface intact
column, physical equilibrium was observed, as a result of agricultural activity that
damages the natural structure of the surface soil.
The study of nitrate transfer in Valle de Bravo volcanic soils and the assessment of the
agricultural activity’s effect on nitrate movement are important factors to define the
strategies to be followed for the protection of the water bodies that provide an important
amount of drinking water to the metropolitan area of Mexico City. Tillage can have an
impact on the consistency and porous network of the first 20 cm of the profile, reducing
the connection among pores, thus preventing the presence of the preferential flux found
in unaltered horizons. On the other hand, the agricultural activity affect the chemical
properties - the anionic exchange capacity and pH that have a major impact in reactive
solute transfer towards the aquifer, as the soil’s natural capacity to retain nitrate
diminishes. In deeper horizons, where the natural capacity of the soil to retain nitrate is
not altered by agricultural practices, the soil structure plays a decisive role. The
presence of the preferential flux obviously does not modify the soil adsorption capacity,
but accelerates nitrate transfer, an important factor to be considered in relation to the
potential risk of contamination of the aquifer by this element.
Acknowledgements
Blanca Prado is indebted to CONACYT (Mexico) and SFERE (France) for her Ph D.
grant. The authors thank the “Laboratorio de Fertilidad de Suelo” of “Colegio de
Postgraduados, Montecillo” for the soil analyses. The authors thank Pedro Morales
183
Puente of the “Laboratorio de Geoquímica Isotópica (LUGIS) of “Instituto de
Geología” of the “Universidad Nacional Autónoma de México” for the isotopic
analyses. The research was funded by the “Institut de Recherche pour le
Développement” (IRD), France.
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187
VI.3.3 Conclusion
Les processus de transfert entre colonnes sont affectés de façon importante par
les propriétés structurales du sol. Dans les colonnes remaniées, le transfert est toujours
en équilibre physique et chimique. Le modèle CXTFIT avec adsorption linéaire
modélise bien les données expérimentales, ce qui corrobore les isothermes linéaires
trouvés avec les expériences en batch. Par contre, dans les colonnes intactes, le flux
préférentiel (qui a été mis en évidence par plusieurs méthodes dans le chapitre V) est le
processus dominant, ce qui réduit le temps de contact du soluté avec le sol et provoque
des sorties de solutés anticipées, ce qui ne permet pas au système d’être a l’équilibre
physique.
Lors de la comparaison des valeurs des coefficients de retard obtenus dans les
systèmes d’adsorption du nitrate en colonne et en batch, les valeurs du retard trouvées
en batch sont supérieures à celles trouvées en colonnes de sol, ce qui met en évidence
une surestimation des sites actifs par rapport aux colonnes. Les principales différences
expérimentales entre les deux techniques sont notamment la relation sol : solution et la
façon de mettre en contact le soluté et le sol.
Dans le sol de la Loma, l’adsorption du chlorure est légèrement plus forte que
celle nitrate, ce qui a été mis en évidence par les deux méthodologies d’adsorption
utilisée : batch et colonnes. En ce qui concerne la sortie des cations des colonnes, le sol
de la Loma a montré une affinité de l’ordre : K>Ca>Mg, similaire au résultat rapporté
pour les andosols du Chili Salazar et al. (2002).
VI.4
Conclusion du chapitre
Dans ce chapitre les résultats obtenus pour les différentes expériences
d’adsorption en laboratoire signalées dans ce chapitre, ainsi que les résultats obtenus
dans le chapitre V par rapport au comportement hydrodispersif du sol à partir du traceur
de l’eau, sont pris en compte pour l’analyse des courbes de sortie des colonnes de sol.
L’adsorption du nitrate dans le sol de la Loma dépend de plusieurs facteurs qui
rendent complexe l’analyse des courbes de sortie des colonnes de sol. Des expériences
de laboratoire ont été réalisées afin, justement, d’analyser chacun des processus
impliqués.
A partir des expériences de minéralisation et de dénitrification sous conditions
contrôlées au laboratoire, nous avons démontré que les pertes et les apports de nitrate
dans le sol de la Loma, pendant les expériences de transfert en colonnes, sont minimales
et négligeables.
A partir des expériences en système batch, il a été démontré que l’adsorption du
nitrate dans le sol de la Loma est linéaire pour l‘intervalle de concentrations étudiées : 4
à 20 mM. A partir des expériences avec le sol brut et le sol sans matière organique, il a
été démontré que c’est plutôt la charge variable provenant de la matière organique qui
participe à la retention du nitrate jusqu'à la profondeur de 50 cm du profil. De la meme
facon, il semble que les allophanes sont ensuite les minéraux amorphes responsables
de l’adsorption du nitrate dans le sol à partir du 55 cm de profondeur.
188
Ni le nitrate ni le chlorure, ne sont des anions inertes dans le sol de la Loma, ce
qui à été mis en évidence à partir des expériences de migration électrophorétique. Il a
été démontré que l’adsorption du nitrate dans le sol est affectée par la concentration et le
pH de la solution de sol, comportement évident pour les sols à charge variable comme le
sol de la Loma. Les résultats des expériences de migration électrophorétique ont montré
aussi un comportement d’adsorption différent du nitrate vis-à-vis du chlorure, ce qui
explique les résultats différents obtenus lors des expériences d’adsorption en batch et en
colonnes par rapport au retard des deux anions.
Dans le chapitre V il a été démontré qu’il est possible de trouver des chemins de
flux préférentiel dans un sol volcanique avec une texture fine et très perméable. La
structure de l’horizon de surface est affectée par le labour, ce qui explique que dans cet
horizon il y a des hétérogénéités qui provoquent des résultats contradictoires : équilibre
et non équilibre physique.
L’adsorption du nitrate est instantanée, ce qui a été démontré par l’équilibre
chimique observé dans les colonnes de sol remanié avec des courbes de sortie
symétriques. Un tel résultat explique les résultats similaires trouvés entre l’adsorption
en batch et les colonnes intactes par rapport aux coefficients de retard des anions. En
effet, dans les colonnes intactes le non équilibre physique provoque la sortie anticipée
du soluté, cependant, l’adsorption du nitrate se produit de manière instantanée dans les
sites visités par le flux. Bien que les hétérogénéités au niveau de la structure du sol dans
les colonnes intactes de profondeurs ne permet pas d’évaluer si le système est en
équilibre chimique et donc que l’adsorption est instantanée dans ce type de colonnes, un
tel processus a été démontré dans les colonnes en remaniés, et on suppose que c’est la
même chose pour les colonnes intactes.
La linéarité de l’adsorption du nitrate a été démontré par des expériences en
batch dans les deux cas suivants : le nitrate seul et le nitrate en compétition avec le
chlorure. De plus, dans les expériences en colonnes, le modèle CXTFIT avec adsorption
linéaire modélise bien les données expérimentales, ce qui corrobore les isothermes
linéaires trouvés avec les expériences en batch. Le retard des anions ne change pas avec
la vitesse de flux dans les deux types de colonnes, ce qui corrobore l’adsorption
instantanée des anions, c’est à dire, il n’existe pas une cinétique d’adsorption. Ces
résultats (adsorption linéaire et instantanée des anions), nous amène à croire que
l’adsorption non linéaire du nitrate trouvé dans les expériences préliminaires (Chapitre
IV) a été une conséquence des conditions expérimentales avec trois anions en
compétitions pour les sites (N-NO3-, Cl- et Br-). Cette situation représente un système
très complexe au niveau des processus d’adsorption : en effet, Parfitt (1978) signale que
les réactions d’adsorption des anions dans le sol deviennent compliquées quand il y a
compétition pour les sites d’adsorption entre les anions du système, en plus de la
présence des cations (comme le calcium et magnésium) qui sont aussi adsorbés à la
surface du sol.
Le sol de la Loma a montré une préférence pour le chlorure sur le nitrate, ce qui
a été démontré en système batch, en colonnes de sol et par migration eletrophorétique.
189
190
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
Cette thèse porte sur les sols volcaniques du bassin versant du Rio Amanalco,
localisé au centre du Mexique. Ce bassin représente une source d’eau potable
importante pour la ville de Mexico. Les activités agricoles risquent de polluer l’eau des
aquifères, à cause de l’apport des engrais, et notamment le nitrate. Dans ce travail ont
été étudié les sols du bassin élémentaire de « la Loma », petit bassin (50 ha de surface)
représentatif des conditions pédologique, climatique, hydrologique et d’usage du sol du
bassin versant du Rio Amanalco.
Les travaux de cette thèse ont été centrés sur le transfert d’eau et de nitrate dans
les sols volcaniques de la Loma à l’échelle du profil de sol et de la colonne de sol. Les
principaux objectifs de cette étude étaient :
- de caractériser et classifier les sols volcaniques du bassin de la Loma ;
- d’étudier les caractéristiques structurelles du sol et leurs influences sur le
mouvement de l’eau dans le profil du sol ;
- de déterminer en détail les processus associés au transfert du nitrate à travers les
sols volcaniques du bassin de la Loma.
Des analyses de laboratoire ont été menées pour caractériser les propriétés
physiques, chimiques et minéralogiques du sol de la Loma. Pour cela, des
méthodologies spécifiques aux sols volcaniques ont été utilisées. Deux profils de sol,
localisés sous forêt et sous culture de maïs, ont été classifiés respectivement comme
Andosol et Cambisol (FAO-ISRIC-ISSS 1998). L’analyse structurelle et minéralogique
de ces sols a montré que les deux profils sont dérivés du même matériau parental
(volcanique andésitique) mais avec des caractéristiques physiques différentes : cendre
volcanique pour le profil sous maïs, et brèche volcanique pour le profil sous forêt. Le
sol de la Loma présente un degré d’altération important des minéraux dans les horizons
sub-superficiels, à cause d’une humidité importante dans ces horizons pendant toute
l’année. Cette propriété est la conséquence de la forte capacité de rétention en eau de ce
sol, due au contenu important d’éléments amorphes comme l’allophane et à un fort taux
de matière organique.
L’activité agricole à la Loma est de type « traditionnelle », ainsi les pratiques
n’affectent pas de façon importante les propriétés du sol. En effet, les activités agricoles
affectent surtout l’horizon superficiel : diminution de la capacité de rétention en eau,
diminution du pH du sol en surface à cause de l’application d’engrais, diminution de la
teneur en carbone organique du profil et diminution de la capacité d’échange ionique.
Les activités agricoles affectent aussi la structure du sol : le labour détruit la structure du
sol et affecte la connexion entre les pores. En surface, on observe une structure lâche
avec une porosité plus importante qu’en profondeur. En profondeur on observe une
structure en agrégats et une connexion entre les pores plus importante qu’en surface.
La structure du sol est déterminante dans le transport des solutés. A partir des
expériences de transfert en colonnes de sol intact et remanié, nous avons étudié les
mouvements de l’eau dans le sol jusqu'à 110 cm de profondeur. Le transport de l’eau en
colonnes de sol remanié est toujours en équilibre physique. D’autre part, les colonnes
191
intactes prélevées en surface du sol ont montré deux comportements différents :
transport de l’eau en équilibre physique et en non-équilibre physique, tandis que pour
les colonnes intactes de profondeur le transport est toujours en non-équilibre physique.
La structure du sol a été analysée, à partir de lames minces du sol prélevées à
différentes profondeurs, par microscopie optique et par analyse numérique d’images.
Ces analyses montrent des différences dans la structure entre les horizons de surface et
les horizons sub-superficiels du profil. Elles ont également permis d’étudier l’influence
des caractéristiques structurelles du sol sur le mouvement de l’eau dans le profil du
sol : les paramètres de porosité surfacique, la taille des pores, leur forme et leur
connectivité varient de façon importante entre les 30 premiers centimètres et le reste du
profil. La forme et la taille des pores, ainsi que la connectivité entre eux, sont les
paramètres affectant le plus le mouvement de l’eau dans le profil. La connectivité des
pores, en particulier, détermine la formation des chemins préférentiels responsables du
transport rapide des solutés et donc, du non-équilibre physique observé en colonnes. Le
sol de la Loma est très poreux, avec un contenu important de pores intra-agrégats dont
la forme de pore rond est la plus fréquente tout au long du profil. Ce type de pore
explique la dispersivité importante du sol, paramètre qui varie entre 1.5 et 3 cm dans le
sol de la Loma. Ainsi, l’application de créneaux successifs de solutés dans les colonnes
de sol a montré que la structure du sol de la Loma se dégrade avec le passage continu du
flux d’eau.
Les essais d’infiltrométrie ont mis en évidence deux comportements différents
dans le profil de sol : en surface et à partir de 30 cm de profondeur. La conductivité
hydraulique est plus importante en surface qu’en profondeur, grâce à la présence d’une
porosité plus importante due au labour. Un intervalle de valeurs de conductivité (K(h))
et de sorptivité (S(h)) pour le sol de la Loma aux profondeurs de 30 et 55 cm a été
proposé pour l’intervalle des pressions étudiées. Pour l’horizon de surface il n’a pas été
possible d’établir l’intervalle des valeurs pour ces paramètres, car cet horizon présente
une forte variation spatiale de ses propriétés et le nombre de mesures effectuées s’est
révélé insuffisant. L’existence de chemins préférentiels du flux, découverts dans les
colonnes de sol intact, quantifiée par l’analyse des images des lames minces a été mise
en évidence sur le terrain à partir des essais d’infiltrométrie à disque avec un colorant.
La minéralogie des sols volcaniques est très importante car elle détermine les
propriétés d’adsorption du sol. Le sol sous maïs a été caractérisé comme étant un
Andosol allophanique (Alp/Alox<0.5), développé dans un milieu riche en silice
(Siox>3%). L’aluminium est présent principalement sous forme d’allophane et
d’imogolite plutôt que complexé avec la matière organique. Le fer existe sous forme
cristalline plutôt qu’amorphe (Fed>Feox, Fed>Fep), cependant, il existe en mineur
proportion des oxyhydroxides du fer sous forme amorphe ou très mal cristillisé comme
la ferrihydrite. Les analyses chimiques au laboratoire, avec notamment le pH au NaF,
pH au KCl, pH en H2O et le contenu d’aluminium échangeable, montrent que le sol
sous maïs présente une charge variable. Les analyses minéralogiques du sol par des
méthodologies spécifiques (diffraction aux rayons X, spectrométrie infra rouge et
microscopie électronique de transmission) ont mis en évidence les éléments amorphes
comme l’allophane et l’halloysite. Ainsi, après des analyses d’adsorption des anions et
des cations dans le sol, on peut dire que les allophanes et la matière organique sont les
principaux composants du sol responsables de la charge variable, et en proportion
inférieure la ferrihydrite et l’halloysite.
192
Le sol de la Loma retient le nitrate. Une telle adsorption est linéaire dans
l’intervalle de concentrations étudiées dans ce travail (4 à 20 mM). L’étude de cette
adsorption par migration életrophorétique a démontré que l’adsorption du nitrate dans le
sol est affectée par la concentration et le pH de la solution de sol, ce comportement est
évident pour les sols à charge variable comme le sol de la Loma. De plus, l’adsorption
du nitrate est instantanée, ce qui a été démontré par l’équilibre chimique observé dans
les colonnes de sol remanié avec des courbes de sortie symétriques. Des expériences en
batch avec le sol brut et le sol sans matière organique, ont démontré que c’est plutôt la
la matière organique qui participe à la capacité de retention du nitrate jusqu'à la
profondeur de 50 cm du profil. Apparement, les allophanes sont ensuite les minéraux
amorphes responsables de la capacité d’adsorption du nitrate du sol à partir de 55 cm de
profondeur. La capacité d’adsorption des anions et cations du sol, est une propriété du
sol importante qui s'avère bénéfique pour l’utilisation des nutriments dans les horizons
sous-jacents où se localisent les racines des plantes ainsi que pour la possible
diminution du risque de pollution de l'aquifère.
Le devenir du nitrate dans les Andosols de la Loma dépend de plusieurs facteurs.
Les mesures du bilan d’azote dans une parcelle de maïs de la Loma ont mis en évidence
l’importance des processus de minéralisation, ammonification et nitrification du sol
dans les premiers 50 centimètres du profil. Cependant, les transformations d’azote par
l’action microbienne (minéralisation, nitrification et dénitrification) étudiées au
laboratoire sont très faibles. Le sol de la Loma présente des conditions peu favorables
pour le développement des bactéries, notamment une forte capacité de rétention du
phosphore, et donc un faible niveau de phosphore disponible pour les bactéries et une
forte adsorption de la matière organique dans la matrice des minéraux amorphes
allophaniques. La capacité d’adsorption du nitrate des horizons de surface est
affectée par les pratiques agricoles, notamment la diminution de la teneur en matiere
organique ainsi que la diminution de l’aire superficielle des matériaux amorphes due au
séchage du sol en surface, qui affecte de façon irréversible la capacité d’échange
ionique du sol. En profondeur la capacité d’adsorption anionique est importante est
n’est pas affectée par les activités agricoles. Cependant, la structure du sol qui
provoque des chemins préférentiels du mouvement de l’eau, accélère le transport des
solutés vers les nappes phréatiques sous jacentes.
Cette étude peut servir comme référence pour la caractérisation physique,
chimique et minéralogique au laboratoire des sols volcaniques.
La caractérisation des propriétés hydrodynamiques (conductivité hydraulique,
sorptivité capillaire et de dispersivité) du sol de la Loma, apporte une contribution
importante pour les futures études à réaliser dans cette zone d’intérêt prioritaire due à
l’importance de ce bassin versant dans l’approvisionnement en eau potable de la ville de
Mexico.
La connaissance de la capacité d’adsorption du nitrate par le sol de la Loma va
permettre de déterminer le taux théorique d’application des engrais azotés et d’évaluer
les effets du surdosage de ces engrais.
Un etude plus complet de la mineralogie du sol de la Loma semble tres
interesante ainsi que necessaire. Ce travaile va permetre, d’une parte, de conaitre la
193
totalité des types des composantes mineraux dans le sol, d’autre, de connaître de facon
plus precise le rôl que des tels composants jouent sur la capacité d’echange ionique du
sol.
Le flux préférentiel dans le sol accélère le transport de polluants vers les
aquifères. La quantification et la prévision du flux préférentiel sont difficiles étant
donnée la structure complexe du sol. La connaissance de la structure du sol, avec une
technique adéquate pour mesurer les caractéristiques du flux d'eau et de solutés à travers
le sol, sont essentielles pour comprendre les mécanismes de flux préférentiel. La
poursuite de ce travail pourrait être entreprise avec l’étude de la structure du sol en trois
dimensions, ce qui apportera des informations importantes sur le réseau poral des sols
volcaniques. Pour l’instant, ce sujet n’a été abordé que préliminairement alors qu’il
semble très important dans l’étude des transferts de l’eau et de solutés dans le sol.
L'utilisation de techniques non destructives capables d'effectuer des mesures spatiales
dans deux ou trois dimensions avec une haute résolution comme la méthode de scanner
"X-ray computed tomography" (CT) ou "computer-assisted tomography" (CAT), est à
développer.
Les travaux sur le transfert de polluants, voir le nitrate, à l’échelle de la colonne,
ont été complémentés par des études à l’échelle du bassin la Loma, comme première
approche pour une connaissance plus globale des processus à l’échelle du bassin de
Valle de Bravo. Pour passer de la Loma à l’échelle du bassin versant de Valle de Bravo,
l’élaboration d‘une carte des sols de la totalité du bassin peut indiquer le pourcentage
des sols avec des propriétés similaires au sol de la Loma. Ce petit bassin versant étant
représentatif des conditions climatologiques et d’usage du sol, il reste donc à évaluer le
pourcentage des sols avec des propriétés similaires au sol de la Loma dans le bassin
versant de Valle de Bravo.
194
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213
214
ANNEXE I
INFILTROMETRIE
Méthodes d’analyse pour le régime permanent
L'analyse en régime permanent dans cette étude s'appuie sur l'équation de
Wooding (1968), qui exprime le flux d’eau d’une source circulaire :
q∞ = K +
4φ
πrd
AI-1
où
q∞ représente le flux en régime permanent (mm s-1)
K est la conductivité hydraulique (mm s-1)
rd est le rayon de la source circulaire à la surface du sol (mm) (rayon du disque
employé)
Ф le potentiel d'écoulement ou potentiel de Kirshoff (mm2 s-1), est défini comme :
ho
φ = ∫ K (h )dh
AI-2
hn
où n et o représentent l’état initial et final (condition imposée à la surface du sol)
respectivement. Cette méthode impose que le sol testé soit suffisamment sec pour que la
conductivité initiale Kn soit négligeable devant Ko, (K(hn)<<K(ho)).
Si l’hypothèse, avancée par Gardner (1958), d'une relation entre K et h de forme
exponentielle est approuvée, le potentiel d'écoulement peut s'écrire sous la forme:
K (h ) = K s exp(Ah)
AI-3
où Ks représente la conductivité hydraulique à saturation, A le coefficient de calage
(fitting) et l’inverse de la longueur macroscopique (équation II.7). L'expression du
potentiel d'écoulement (2) devient:
φ=
K
A
AI-4
L’équation AI-1 devient :
4 ⎤
⎡
q = K ⎢1 +
⎣ πrdA ⎥⎦
AI-5
215
Il y a seulement deux inconnues à déterminer : K et φ de l’équation AI-1 ou K et
A de l’équation AI-5. On peut les déterminer à partir de deux méthodes : en utilisant
deux ou plusieurs rayons des disques de l’infiltromètre (méthode multi-rayons)
(Scotter et al., 1982 ; Smettem et Clothier, 1989), la méthode multi-rayons est dite
"optimale" dans le cas d'un sol dont la conductivité est forte vis-à-vis des effets
capillaires, c'est à dire avec un rapport K/Ф grand, ce qui correspond à des sols sableux
avec des conditions de sol semi-humide à l'état initial. L’autre méthode est d’uiliser un
seul rayon de disque et d’appliquer plusieurs pressions à la surface du sol (méthode
multi-potentiels) (Reynolds et Elrick, 1991 ; Ankeny et al., 1991). La méthode multipotentiels est préconisée dans le cas d'un sol dont le rapport K/Ф est petit, soit dans le
cas d’un sol de texture fine, avec des conditions sèches à l'état initial. Cette méthode
présente l'inconvénient de ne pas pouvoir calculer la sorptivité (avec certitude) si les
mesures avec des pressions différentes sont faites en laissant l’infiltromètre à la même
place (Vandervaere et al., 2000b).
Il y a une troisième méthode pour estimer K et S en régime permanent, la
méthode mono-test proposée par (White et al., 1992), basée sur l’équation de Philip
(1957) de l’infiltration monodimensionnelle horizontale :
I=S t
AI-6
où
I représente l’infiltration cumulée (mm)
t est le temps (s)
S est la sorptivité capillaire (mm s-1/2)
Ce qui permet d’obtenir la valeur de S, pente de la fonction I=f(√t).
White et Sully (1987) ont établi une relation entre le potentiel Ф et S :
φ=
bS 2
(θ o − θ n )
AI-7
où b est un paramètre de forme ≈ 0.55 (Smettem and Clothier, 1989 ; White et al.,
1992).
Ces expressions permettent d'écrire la relation du flux de la forme :
q∞ = K +
4bS 2
2.2S 2
=K+
πrd∆θ
πrd∆θ
AI-8
pour obtenir la valeur de K.
Les méthodes d’analyse pour le régime transitoire
L’analyse en régime transitoire des essais d’infiltration de cette étude s'appuie
sur l'équation simplifiée de Haverkamp et al. (1994) :
I(t)= C1 t + C2 t
AI-9
216
avec
C1 = S
AI-10
2−B
γS 2
C2 =
K+
3
rd(θ 0 − θ n )
AI-11
où B est une constante qui tombe entre 0 et 1, γ est une constante théorique égale à √3
quand les effets gravitaires sont faibles autour du disque. Smetten et al. (1994)
proposent la valeur de 0.75 pour γ.
Parmi toutes les méthodes possibles d'ajustement de ces paramètres sur un essai
d'infiltration, celle reposant sur la dérivée de I par rapport à √t paraît la plus adéquate
(Vandervaere et al., 1997)
dI
= C1 + 2 C2 t
d t
AI-12
où
dI
d t
≈
∆I
∆ t
Ainsi le graphique
=
I i +1 − I i
t i +1 − t
(i=1..n-1)
AI-13
∆I
vs √t doit être linéaire, avec C1 l'ordonnée à l'origine,
∆ t
et C2 la pente. Si le graphique n’est pas linéaire, c'est-à-dire que l’équation (AI-9) n’est
pas adéquate et les valeurs obtenues des coefficients C1 et C2 n’ont pas de signification
physique.
Leur signification est interprétée selon la méthode de différenciation linéaire de
Vandervaere (1995), l’équation de l'infiltration en fonction du temps est donc :
⎡2 − B
⎤
γS 2
I( t ) = S t + ⎢
K+
⎥t
rd(θ 0 − θ n ) ⎦
⎣ 3
Capillarité
verticale
Gravité
AI-14
Capillarité
latérale
Pour obtenir K et S, l’analyse des données peut s'appuyer sur un essai seul
(mono-test), ou sur des essais avec différents rayons (MR: multi-rayons).
La méthode mono-test en régime transitoire
En mono-test, il suffit de lire l'ordonnée à l'origine qui donne la sorptivité, et la
pente à partir de laquelle on tire la conductivité hydraulique K, de l’équation AI-12.
217
Il s'agit de la méthode la plus directe, mais Vandervaere (1995) a montré que les
valeurs réelles de K et S pouvaient différer significativement des valeurs réelles, selon
l'occurrence relative des différents effets conditionnant l'infiltration (sorptivité capillaire
latérale, verticale et conductivité hydraulique). Ces effets étant liés à la structure et la
texture du sol, certains sols sont plus ou moins propices à être étudiés avec cette
méthode.
Afin de savoir si les valeurs calculées peuvent être validées ou s'il est nécessaire
de recourir à une autre méthode, en l'occurrence en s'appuyant sur différents rayons
(MR décrite ci-dessous), une valeur optimale de S est calculée:
Sopt =
rd ∆θ A
γ
où A=
2- β
K
3
AI-15
Si S obtenu (C1) et Sopt sont très proches, les valeurs de K et S sont validées avec
cette méthode. Si S obtenu est très inférieur à Sopt , K est validé mais pas S, car la
capillarité latérale est rapidement dominée par les effets gravitaires. Si S obtenu est très
supérieur à Sopt , K et S doivent être calculés avec la méthode MR.
La méthode multi-potentiels en régime transitoire
White et Perroux (1987) ont proposé d’estimer les propriétés hydrodynamiques
du sol à partir de deux ou plusieurs mesures de la sorptivité à différentes valeurs de
pression. Ainsi, à partir de l’équation (2) et en considérant que les différentes valeurs de
pression imposées ne varient pas beaucoup entre elles, on obtient :
K=
∂φ
∂h 0
AI-16
Cette équation en combinaison avec l’équation AI-7, donne l'équation :
K=
∂ ⎡ bS 2 ⎤
⎢
⎥
∂h 0 ⎣ (θ 0 − θ n ) ⎦
AI-17
Si deux expériences sont réalisées aux pressions h01 et h02 avec (h01< h02), K
peut être estimé avec l'équation AI-17 sous une forme :
⎧ S(h 02 ) 2
S(h 01 ) 2 ⎫
b
⎛ h 01 + h 02 ⎞
−
K⎜
⎟=
⎨
⎬
2
⎠ h 01 − h 02 ⎩ [θ 0 (h 02 ) − θ n ] [θ 0 (h 01 ) − θ n ]⎭
⎝
AI-18
Il s'avère que, avec la méthode de multi-sorptivité, seulement les mesures de
sorptivité faites à deux pressions (ou plus) sont nécessaires pour estimer K. L'évaluation
de S à n'importe quelle pression peut être obtenue à partir d’une expérience avec un seul
disque (MS1) ou à partir des expériences avec plusieurs disques (multi-rayons) (MS2).
218
Annexe II.
L’ANALYSE DES DONNES DE L’INFILTROMETRIE : CHOIX DE LA
METHODE D’ANALYSE DES DONNEES
Dans ce travail nous prenons le guide proposé par Vandervaere et al., (2000b)
pour sélectionner la technique adéquate d'analyse des donnés, cette méthode considère
les étapes suivantes :
Etape 1. Faire une analyse visuelle du profil. Une telle analyse fournit des informations
pour aider à choisir entre les méthodes en régime permanent ou en régime transitoire.
Le régime permanent peut être utilisé quand le sol semble être raisonnablement
homogène et quand les gradients initiaux de la teneur en eau près de la surface ne sont
pas trop abrupts. Dans le cas opposé ou quand le temps nécessaire pour atteindre le
régime permanent est un problème, on préfère alors le régime transitoire. La mesure en
régime transitoire est compatible avec les situations où on peut utiliser le régime
permanent. Parmi les méthodes en régime permanent, la méthode multi-potentiel (MP),
implique que le sol soit homogène sur la verticale, afin que les différences observées
dans le flux d’infiltration correspondent aux variation de la pression appliquée et ne sont
pas le résultat de la présence de couches de sol différentes.
Etape 2. Faire les expériences avec le plus grand disque disponible.
Etape 2.1. Tracer un graphique avec les données sous l'équation AI-12. Si les données
ne s’alignent pas sur une droite (indépendamment des premières lectures perturbées par
la couche de contact et pour l'intervalle d’un certain temps, voire au moins 3-5 minutes),
l'équation d'écoulement transitoire à deux paramètres (équation AI-9) ne doit pas être
utilisée parce qu'elle n’est pas valable. Dans ce cas, il faut utiliser les méthodes en
régime permanent.
Etape 2.2. Si les données s’alignent sur une droite, on peut donc déterminer les
coefficients C1 et C2 par régression linéaire, sans considérer les premiers points affectés
par la couche de contact. Puis, calculer S et K avec les équations AI-10 et AI-11
(méthode mono-test) et calculer Sopt (équation AI-15).
Etape 2.2a Si S>>Sopt, l'évaluation de K est très sensible aux erreurs de mesure. Les
auteurs recommandent la méthode de Multi-potentiel (si le régime permanent est utilisé)
et/ou la méthode de Multi-sorptivité (si le régime transitoire est utilisé). L'inconvénient
de la méthode de Multi-potentiel est que la sorptivité ne peut pas être estimé.
Etape 2.2b Si S≈Sopt, l'évaluation de la sorptivité en tant qu'égale au coefficient C1 est
fiable. K peut être raisonnablement bien estimé avec la méthode de White et Sully
(1987) et mono-test. C'est la situation la meilleure si S et K doivent être estimés.
Etape 2.2c Si S<<Sopt, les conditions sont très bonnes pour estimer K avec les
méthodes White et Sully (1987) et mono-test, mais une évaluation précise de la
sorptivité est peu probable. Les méthodes de Multi-potentiel et mono-test ne sont pas
219
recommandées. L'évaluation de S sera également améliorée quand les conditions
initiales sont les plus sèches.
Un résumé des méthodologies proposées d’après chaque situation possible à
partir du résultat obtenu lors de la comparaison de Sopt avec S (Vandervaere et al.,
2000b) est présenté dans le Tableau AII.1.
Tableau AII.1. Méthode proposée par Vandervaere et al., (2000b) pour choisir la
meilleure méthode de dépouillement à partir des valeurs de Sopt vs S obtenus.
S>>Sopt
MP en RP
MS en RT
S≈Sopt
S<<Sopt
WS
Estimation de K avec WS
MT en RT
et MT
Pour évaluer K, utiliser un Utiliser un disque de rayon
disque de rayon plus grand plus petit
MP : Multi-potentiel
MS : Multi-sorptivité
MT : Mono-test
RP : Régime permanent
RT : Régime transitoire
WS : Méthode proposée par White et Sully (1987)
Les différentes méthodes sont décrites dans l’annexe I.
Application de la procédure au cas des sols de la Loma:
Etape 1. L’analyse visuelle du profil
La première étape pour décider de la méthode d’analyse à utiliser est d’observer
le profil du sol. Le profil sous maïs de la Loma est très homogène, la teneur en eau ne
varie pas beaucoup entre les horizons. Dans ces conditions, les deux régimes d’analyse
peuvent être utilisés : régime transitoire et régime permanent.
Etape 2 : Les expériences d’infiltrométrie
Des expériences d'infiltrométrie ont été effectuées à trois profondeurs différentes
: surface du sol, 30 et 55 cm (Voir méthodologie chapitre II). En surface les données
analysées résultent de la moyenne de deux répétitions, tandis que pour les deux autres
profondeurs seul un seul essai a été réalisé. En surface, les expériences ont été faites
directement sur le sol tandis que pour la profondeur de 55 cm, l'expérience a été
effectuée sur un monolithe de 30 cm de diamètre par 30 cm de hauteur (voir chapitre II),
en appliquant une solution de pyranine (2 g L-1). Il faut noter que la pyranine n’est pas
un traceur inerte (voir chapitre II) donc son mouvement n’est pas comparable avec
l’eau. En surface, quatre pressions différentes ont été appliquées : -100, -60, -30 et 10mm, tandis que pour les deux dernières profondeurs trois pressions ont été utilisées :
-100, -60 et -10 mm à 30 cm et -105, -55 et 0 mm à 55 cm. Pour tous les essais, un seul
diamètre de disque a été utilisé (200 mm).
La Figure AII-1 montre un exemple d’essai d’infiltrométrique : flux
∆I
d’infiltration (a) et Graphique de
vs √t, profondeur 55 cm, pression 0 mm. En
∆ t
220
général nous avons obtenu des points qui sont ajoutés à une ligne recta avec des
coefficients de corrélation (r2) d’entre 0.7 à 0.98.
Etape 2.2. Les données s’alignent sur une droite.
On observe sur la Figure AII-1 que les points suivent une ligne droite, avec un
coefficient de régression linéaire (r2) égal à 0.97. La forme linéaire indique que
l’utilisation de l’équation AI-9 est possible, les coefficients C1 et C2 sont obtenus en
lisant l'ordonnée à l'origine qui donne la sorptivité (C1) (Equation AI-10), et la pente
(C2) à partir de laquelle on tire la conductivité hydraulique K avec l’équation AI-11. La
valeur de Sopt a été calculée avec l’equation AI-15. Le tableau AII.2 présente les
valeurs de K, S et Sopt.
Tableau AII.2 Valeurs de la conductivité hydraulique (K) et de la sorptivité
capillaire (S) obtenues par la méthode mono-test en régime transitoire, et de la
valeur de Sopt (Equation AI-15).
Profondeur
cm
h
mm
K
mm s-1
S
mm s-1/2
Sopt
mm s-1/2
0
-100
-60
-30
-10
0.075
0.056
0.033
0.051
0.83
1.40
1.59
1.24
1.60
1.38
1.07
1.34
30
-100
-60
-30
-10
0.066
0.062
0.075
0.068
0.28
0.48
0.61
0.82
1.14
1.06
1.38
1.23
55
-105
-55
0
-0.011
0.020
0.075
0.53
0.44
0.28
0.30
0.53
1.19
221
(a)
0.10
0.09
0.08
0.07
0.06
0.05
0.04
0.03
0.02
0.01
0.00
0
1000
2000
3000
4000
5000
t (s)
(b)
2.5
2.0
1.5
0
1.0
0.5
0.0
0
5
10
15
20
25
30
35
40
sqrt(t) (s1/ 2)
Figure AII-1. Exemple d’essai d’infiltration : flux d’infiltration (a) et Graphique
∆I
de
vs √t, profondeur 55 cm, pression 0 mm.
∆ t
222
45
Vandervaere et al. (2000b), expliquent que la valeur de S est optimisée en
utilisant un disque de rayon le plus grand possible, afin de minimiser l’effet de la
capillarité latérale. Pour un rayon de disque donné, la meilleure estimation de S se fait
dans la situation : S=Sopt. Nous n’avons utilisé qu’un seul rayon de disque, il est donc
nécessaire d’évaluer cette configuration de mesure. L'objectif de comparer S et Sopt est
celui d’identifier le processus le plus important dans l’infiltration et de pouvoir choisir
la méthodologie adéquate pour le calcul des variables K et S. D’après les auteurs il
existe trois situations : S<Sopt, S>Sopt et S=Sopt, selon la nature du processus
dominant pendant l’infiltration.
Ainsi, les valeurs de Sopt ont été comparées avec les valeurs de S obtenues par
la méthode « monotest » (Tableau AII.2). Pour les expériences effectuées dans l’horizon
superficiel et à 55 cm de profondeur, on trouve les trois cas : S<Sopt, S>Sopt et
S=Sopt, c'est-à-dire, le cas pour lequel la gravité est prépondérante, le cas où le
processus prépondérant est la capillarité latérale et le cas où les deux termes ont la
même importance, respectivement. D'autre part, dans l'horizon à 30 cm de profondeur
onne rencontre que le cas S<Sopt. D’après Vandervaere (1995), ce résultat (S<Sopt)
indique que la valeur de St1/2 qui représente l'effet de la capillarité verticale (voir
équation AI-14), est rapidement dominé par la gravité.
Une telle hétérogénéité des résultats observés peut être mise en rapport avec les
caractéristiques du sol, notamment l’augmentation de la teneur en matériaux amorphes
avec la profondeur et les caractéristiques particulières de l’horizon superficiel labouré
(diminution des propriétés andiques, changement brusque de la teneur en argile entre les
horizons 1 et 2 du profil, diminution de la capacité de rétention en eau à cause des
processus de déshydratation irréversible par radiation solaire, ainsi que la modification
de la structure).
Dans notre cas, la variabilité trouvée dans la comparaison de S vs Sopt
complique la prise de décision quant à la sélection de la méthode d’analyse. Pour cette
raison, nous avons décidé d’analyser les données pour les deux régimes hydrauliques :
transitoire et permanent. En utilisant les méthodes en « mono-test » (MT) et « multisorptivité » (MS) en régime transitoire. Les méthodes d’Ankeny et al. (1991) (qui
utilisent les valeurs des flux d’infiltration obtenus à différentes pressions appliquées
(MP) à la surface du sol) et la méthode exponentielle (Gardner, 1985) (calage d’une
courbe de conductivité hydraulique en exponentielle) en régime permanent
(Vandervaere et al., 2000a), ont été appliquées.
Analyse des donnés en régime transitoire : méthode multi-sportivité
Nous avons appliqué la méthode « multi-sorptivité » (MS) (Vandervaere et al.
2000a). La méthode se base sur le calcul du potentiel d’écoulement Φ à différentes
pressions par l'équation de White et Sully (1987) (Equation AI-7). Ce potentiel est
calculé à partir de la valeur de S obtenue avec la méthode « mono-test ». En utilisant les
valeurs de Φ et h, on obtient K par la relation ∆φ/∆h (Equation AI-16). Le tableau AII.3
présente les résultats obtenus. On observe que les valeurs de K obtenues par cette
méthode sont inférieures à celles obtenues par la méthode « mono-test » (Tableau
AII.2). On observe aussi que pour trois cas on obtient des valeurs négatives de K.
223
Tableau AII.3 Conductivité hydraulique (K) en régime transitoire : Multisorptivité.
Profondeur
cm
0
30
55
h
mm
KMS
Mm s-1
-100
-60
-30
-10
0.035
0.018
-0.053
-100
-60
-30
-10
0.008
0.003
0.03
-105
-55
0
-0.001
-0.006
Analyse des données en régime permanent
Le Tableau AII.4 montre les flux en régime permanent et la valeur de la
variation de la teneur en eau (∆θ=teneur en eau finale à la fin de l’essai moins teneur en
eau initiale) pour chaque pression.
Tableau AII.4. Flux permanent pour chaque essai et ∆θ par pression.
h
mm
flux
mm s-1
∆θ
0
-100
-60
-30
-10
0.02
0.03
0.04
0.04
0.57
0.56
0.55
0.55
30
-100
-30
-10
0.02
0.03
0.04
0.55
0.56
0.57
55
-105
-55
0
0.01
0.02
0.03
0.13
0.23
0.30
Profondeur
cm
Régime permanent: méthode en « multi-potentiels »
224
On utilise la méthode « multi-potentiels » en régime permanent pour estimer la
valeur de K (Ankeny et al. 1991) (voir Annexe I). La valeur de S a été obtenue à partir
de l'équation de White et Sully (1987). Le Tableau AII.5 présente les valeurs de K et de
S.
Tableau AII.5 Paramètres hydrodynamiques obtenus en régime permanent par la
méthode multi-potentiels (Ankeny et al., 1991).
Profondeur
cm
0
30
55
h
mm
K
mm s-1
S
mm s-1/2
-100
-65
-30
-20
-10
0.008
0.016
0.009
0.096
0.009
1.16
-100
-65
-30
-20
-10
0.006
0.012
0.017
0.88
1.12
0.024
1.2
-105
-80
-55
-28
0
0.002
0.003
0.006
0.44
0.063
0.010
0.079
λm
µm
68
1.54
26
62
126
21
68
S = sorptivité
K= conductivité hydraulique
λm = taille des rayons de pores hydrauliquement fonctionnels
On observe que les valeurs de K varient peu d’une pression à l’autre et ceci pour
toutes les profondeurs, et que, en surface, la valeur de λm n'augmente pas quand h
augmente. Ce résultat peut être la conséquence du peu de variation du flux permanent
d'une pression à l'autre, ceci signifie que la différence de taille des pores sollicités n’est
pas assez importante pour que les flux à deux pressions différentes soient suffisamment
distincts. On note aussi que pour la surface, la valeur de K diminue entre h = - 30 et h=10 : dans ce cas Vandervare (1995) propose d’utiliser le modèle exponentiel.
Régime permanent : relation exponentielle entre K et h
La relation K(h) = Ks exp(Ah) a été ajustée aux données K(h), ce qui impose une
relation de forme exponentielle entre K et h. La valeur de A reste constante quelque soit
la pression, et est directement proportionnelle à la taille des pores, on n’obtient donc
qu’une seule valeur de λm par cette méthode. Le Tableau AII.6 présente les résultats
obtenus par cette méthode.
225
Tableau AII.6. Paramètres obtenus en régime permanent: méthode exponentielle.
Profondeur (cm)
Α
-1
(mm )
0
0.0076
30
0.0094
55
0.0092
(mm s-1)
0.0179
0.0189 0.0131
Ks
(mm)
132
109
109
λc
(µm)
56
70
68
λm
A = permet de relier l'occurrence relative des effets capillaires et gravitaires et la taille
des pores hydrauliquement fonctionnels
Ks = conductivité hydraulique à saturation
λc = représente l'occurrence relative des forces gravitaires et capillaires lors de
l'infiltration (approximativement S/K) (Warrick et Broadbridge, 1992; White et Sully,
1987)
λm = taille des rayons de pores hydrauliquement fonctionnels
Le tableau montre des résultats similaires pour les profondeurs 30 et 55 cm pour
le paramètre A et pour les paramètres de taille de pores (λm et λc). La valeur de Ks
diminue avec la profondeur. D’après les valeurs de λc, les forces gravitaires deviennent
plus importantes en profondeur.
226
Annexe III.
SORTIE DU MODELE GEOCHEM 2.0 (Parker et al., 1995)
Le modèle évalue les conditions expérimentales de chaque système (solution de
sol reconstituée + sol + solution de nitrate + solution de chlorure) pour les principaux
cations (Ca2+, Mg2+, K+et H+) et anions (N-NO3-, Cl- et OH-) présents dans les
expériences en colonnes et en batch. L’analyse est effectuée pour quatre concentrations
différentes autour de chaque concentration utilisée ainsi que huit valeurs du pH autour
de la valeur de pH des solutions mesurées au laboratoire (4.5, 5.0, 5.5, 6.0, 6.5, 7.0, 7.5,
8.0). Le modèle analyse donc quatre cas différents de concentrations et huit cas
différents de pH pour chaque cas signalé dans le chapitre VI Tableau VI-1.
Cette annexe présente les résultats issus de l’application du modèle pour le cas 5
du Tableau VI-1. D’après les résultats obtenus pour le cas 5 avec le modèle, on observe
une force ionique d’environ 0.045 M. Une telle force ionique ne varie pas beaucoup
entre les différents cas. Les cations et les anions se trouvent plutôt de forme « libre »
que sous forme de composés. Ce résultat nous permet de nous assurer qu’aucun
composé ne reste sous forme solide dans le sol de la colonne.
Sortie du modèle :
GEOCHEM-PC
Version 2.0
Date: 10- 4-2005
Time: 11:01
Batch experiment, concentration:
NO3=20 mM y Cl=20.7 mM
Input data file used:
c:\geochem\examples\blanca11.dat
Ouput data file (this file): c:\geochem\examples\blanca11.out
Thermodynamic data file used: c:\geochem\geodat-a.lig
These computations involve 4 metals, 3 ligands, 14 complexes, and 0 possible solids.
Ionic Strength = 5.000E-02 (estimated)
Ionic strength will be computed for each case.
8 different cases are considered.
THE CONDITIONS FOR THE DIFFERENT CASES ARE:
METAL CODE # GUESS Case 1 Case 2 Case 3 Case 4 Case 5 Case 6 Case 7 Case 8
Ca
1 3.000 3.212 3.212 3.212 3.212 3.212 3.212 3.212 3.212
Mg
2 3.000 4.317 4.317 4.317 4.317 4.317 4.317 4.317 4.317
K
4 3.000 1.397 1.397 1.397 1.397 1.397 1.397 1.397 1.397
LIGAND CODE # GUESS Case 1 Case 2 Case 3 Case 4 Case 5 Case 6 Case 7 Case 8
Cl
3 4.000 1.683 1.683 1.683 1.683 1.683 1.683 1.683 1.683
NO3
57 3.000 1.699 1.699 1.699 1.699 1.699 1.699 1.699 1.699
Fixed pH
4.500
5.000
5.500
227
6.000
6.500
7.000
7.500
8.000
Simple solid phases are allowed, but not imposed.
Max. iterations = 50 Convergence criterion = 1.000E-04
Thermochemical Data in Use
INFINITE DILUTION CONSTANTS -- Not corrected for ionic strength
MET LIG *--------------SOLIDS-----------------* *------------------------------------COMPLEXES----------------------------------*
1 3
1 57
1 99
2 3
2 57
2 99
4 3
4 99
50 3
50 57
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0 -1.00 1 1 0 .01 1 2 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -4.80 1 1 0 -4.50 1 2 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -12.70 1 0-1 -28.00 1 0-2 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.03 1 1 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.10 1 2 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -11.50 1 0-1 -28.00 1 0-2 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.70 1 1 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -14.50 1 0-1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -8.40 0 1 1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -1.40 0 1 1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
$
CASE NUMBER 1
Number of Iterations = 3
Number of Iterations = 5
***** Table 1-A. CASE PROGRESS & FREE METALS, LIGANDS FOR CASE NUMEBER 1 *****
Ionic Strength = 4.166E-02 (computed)
Fixed pH = 4.500
-log Tot.
Free
-log Free
Tot. Conc
Conc
Activity Activity
Ca
Mg
K
Cl
NO3
-log Free
Free Conc
Conc
Remainder
6.140E-04 3.212
2.927E-04
3.534
6.134E-04
3.212
4.821E-05
4.317 2.279E-05
4.642
4.776E-05
4.321
4.011E-02 1.397
3.324E-02
1.478
3.999E-02
1.398
2.076E-02 1.683
1.716E-02
1.765
2.065E-02
1.685
2.000E-02
1.699 1.663E-02
1.779
2.000E-02
1.699
1.217E-11
-2.024E-12
-1.496E-09
1.892E-10
-7.807E-10
The solution contains 4.135E-02 equivalents per liter of cationic species, -4.065E-02 eq/L of
anionic species, and thus has a computed net charge of 7.010E-04 eq/L. This represents an
error equal to 1.70 percent of the total charge of cationic species in solution.
***** Table 1-B. SOLUBLE COMPLEXES FOR CASE NUMBER 1 *****
ACTIVITIES OF COMPLEXES
Ca
Cl
6.298 1 1 0 7.058 1 2 0
5.04E-07
8.74E-08
Ca NO3 10.112 1 1 0 11.596 1 2 0
7.74E-11
2.54E-12
Ca OH- 11.733 1 0 -1 22.529 1 0 -2
1.85E-12
2.96E-23
Mg Cl
6.436 1 1 0
3.66E-07
228
Mg
NO3
8.305 1 2 0
4.96E-09
Mg OH- 11.642 1 0 -1 23.637 1 0 -2
2.28E-12
2.30E-24
K
Cl
3.939 1 1 0
1.15E-04
K
OH- 11.474 1 0 -1
3.36E-12
H+ Cl
14.661 0 1 1
2.18E-15
H+ NO3
7.674 0 1 1
2.12E-08
***** Table 1-C. OVERALL SPECIATION OF IONS FOR CASE NUMBER 1 *****
CONCENTRATIONS OF FREE METAL, FREE LIGAND, AND TOTAL MOL/L OF
METAL COMPLEXED BY EACH LIGAND
FREE MET Cl
NO3
OHEE LIG
1.69 1.70 9.42
Ca
3.21
6.16 10.02 11.65
Mg
4.32
6.36 8.31 11.56
K
1.40
3.94 ***** 11.48
H+
4.42 14.66
7.68 *****
CONCENTRATIONS OF FREE METAL, FREE LIGAND, AND TOTAL MOL/L OF
LIGAND COMPLEXED BY EACH METAL
FREE MET Cl
NO3
OH-
FREE LIG
1.69 1.70
9.42
Ca
3.21
6.11 10.01 11.65
Mg
4.32
6.36
8.01 11.56
K
1.40 3.94 ***** 11.48
H+
4.42 14.66
7.68 *****
$
* Table 1-D. PRIMARY DISTRIBUTION OF METALS AND LIGANDS FOR CASE NUMBER 1 **
Ca
99.89 % as a free metal
.11 % complexed with Cl
Mg
99.08 % as a free metal
.91 % complexed with Cl
.01 % complexed with NO3
K
99.72 % as a free metal
.28 % complexed with Cl
Cl
99.45 % as a free ligand
.55 % complexed with K
NO3
100.00 % as a free ligand
***** TABLE 1-E. CONDITIONAL CONSTANTS COMPUTED FOR CASE NUMBER 1 *****
MET LIG *--------------SOLIDS-----------------* *------------------------------------COMPLEXES----------------------------------*
1 3
.00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 -1.32 1 1 0 -.48 1 2 0 .00 0 0 0
229
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
1 57
1 99
2 3
2 57
2 99
4 3
4 99
50 3
50 57
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0
.00 0 0 0 -5.12 1 1 0 -4.99 1 2 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -12.86 1 0-1 -28.16 1 0-2 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.35 1 1 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.59 1 2 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -11.66 1 0-1 -28.16 1 0-2 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -.86 1 1 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -14.50 1 0-1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -8.56 0 1 1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
.00 0 0 0 -1.56 0 1 1 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0 .00 0 0 0
$
***** Table 1-F. INTERACTION CAPACITIES/INTENSITIES FOR CASE NUMBER 1 *****
INTERACTION CAPACITIES:
Ca
Mg
K
Cl
NO3
H+
Ca -7.07E+02 -2.43E-04 -7.54E-05 2.65E-02 3.47E-06 -4.13E-05
Mg -2.43E-04 -9.01E+03 -5.43E-04 1.91E-01 4.42E-03 -6.52E-04
K
-7.54E-05 -5.43E-04 -1.08E+01 5.94E-02 2.68E-10 -9.45E-07
Cl
2.65E-02 1.91E-01 5.94E-02 -2.09E+01 -9.40E-08 2.18E-08
NO3 3.47E-06 4.42E-03 2.68E-10 -9.40E-08 -2.17E+01 1.20E-02
H+ -4.13E-05 -6.52E-04 -9.45E-07 2.18E-08 1.20E-02 -1.14E+04
INTERACTION INTENSITIES:
Ca
Mg
K
Cl
NO3
H+
Ca
1.00E+00 2.69E-08 6.97E-06 -1.27E-03 -1.60E-07 -4.13E-05
Mg
3.43E-07 1.00E+00 5.02E-05 -9.14E-03 -2.04E-04 -6.52E-04
K
1.07E-07 6.03E-08 1.00E+00 -2.84E-03 -1.24E-11 -9.45E-07
Cl -3.75E-05 -2.12E-05 -5.49E-03 1.00E+00 4.33E-09 2.18E-08
NO3 -4.90E-09 -4.91E-07 -2.48E-11 4.49E-09 1.00E+00 1.20E-02
H+
5.85E-08 7.24E-08 8.73E-08 -1.04E-09 -5.51E-04 -1.14E+04
$
CASE NUMBER 2
Number of Iterations = 1
***** Table 2-A. CASE PROGRESS & FREE METALS, LIGANDS FOR CASE NUMEBER 2 *****
Ionic Strength = 4.165E-02 (computed)
Fixed pH = 5.000
-log Tot.
Free
-log Free
Tot. Conc
Conc
Activity Activity
Ca
Mg
K
Cl
NO3
-log Free
Free Conc
Conc
Remainder
6.140E-04 3.212
2.927E-04
3.534
6.134E-04
3.212 1.698E-11
4.821E-05
4.317 2.279E-05
4.642
4.776E-05
4.321 3.914E-12
4.011E-02 1.397
3.324E-02
1.478
3.999E-02
1.398 -1.488E-09
2.076E-02 1.683
1.716E-02
1.765
2.065E-02
1.685 1.892E-10
2.000E-02
1.699 1.663E-02
1.779
2.000E-02
1.699 -1.511E-08
The solution contains 4.133E-02 equivalents per liter of cationic species, -4.065E-02 eq/L of
anionic species, and thus has a computed net charge of 6.750E-04 eq/L. This represents an
error equal to 1.63 percent of the total charge of cationic species in solution.
***** Table 2-B. SOLUBLE COMPLEXES FOR CASE NUMBER 2 *****
230
ACTIVITIES OF COMPLEXES
Ca
Ca
Ca
Cl
6.298 1 1 0 7.058 1 2 0
5.04E-07
8.74E-08
NO3 10.112 1 1 0 11.596 1 2 0
7.74E-11
2.54E-12
OH- 11.233 1 0 -1 21.529 1 0 -2
231