PEDOLOGIE Edité avec Ie concours Je la Fondation Universitaire

et du Ministère de l'Education nationale et de la Culture

Uitgegeven met de steun van de Universitaire Stichting en van het Ministerie van Nationale Opvoeding en Cultuur

Bulletin de la Société Belge de Pédologie

Bulletin van de Belgische Bodemkundige Vereniging

1 967

XVII,2

Comité de rédaction Redactiecomité J. AMERYCKX, L. DE LEENHEER, C. DONIS, J. FRIPIAT,

G. MANIL, A. NOIRFALISE, G. SCHEYS,

D. STENUIT, R. TAVERNIER, A. VAN DEN HENDE

.~ ~\ ,

PRESIDENT D'HONNEUR ERE-VOORZI'ITER

J. BAEYENS

SECRETAIRE GENERAL HONORAIRE ERE-SECRETARIS-G~

R. TAVERNIER

ANCIENS PRESIDENTS OUD-VOORZITTERS

V. VAN STRAELEN t F. JURION

L. DE LEENHEER

G. MANIL

A. , VAN, DEN HEN~

G. SCHEYS

L. SINE

......

. ... ,

(1950-1953) (1954-1955) (1956-1957)

(1958-1959)

(1960-1961) (1962-1963)

(1964-1965)

PEDOLOGIE, XVII,2, pp. 123-152, 11 fig., 3 tab!. Gand, 1967.

CONSIDÉRATIONS CRITIQUES SUR LA VALEUR DES RÉSULTATS DE LA DÉTERMINATION DE LA POROSITÉ ' TOTALE ET DE. LA DISTRIBUTION DES PORES DU SOL(")

L. DE LEENHEER

1. Le prélèvement des échantillons

Dans l'exposé ci-après nous comprenons pa~ «str:uctu~e du sol» l'arrangement spatial des agrégats, ainsi que la distribution des porosités qui en résulte. Du fait même de la définition donnée, pareille étude de la structure du sol nécessite Ie prélèvement d'échantillons non perturbés.

Ce genre d-e prélèvement rend impossible une détennination sur un échantillon moyen représentatif, car la détermination de ,labora­toire doit être réalisée sur chaque échantillon séparément. Si ron veut <tue la valeur moyenne, qui peut être calc).l1é ensuite, soit réellement une valeur représentative de la propriété physique désirée, il faut connaître Ie nombre de répétiÏions nécessaires póur déduire cette moyenne, car Ie coefficient de variabilité d'une déter­mination physique corru:ne la porosité, est nettement supérieur au coefficient de variabilité d'une analyse chimique. En outre il faut souligner qu'un bon échantillonnage póur l' étude de la structure du sol n' est pas facile et que les circonstances dans lesquelles il est réalisé déterminent les possibilités et la valeur de 1'interpréta­tión des résultats obtenus ' (lli LEENHEER, 1962).

Le plus souvent ce prélèvement se fait dans des cylindres ou boîtes cylindriques d'un volume constant et connu. Les cylindres employés dans nos recherches ont une hauteur, soit de 2, soit de 4 cm, leur diamètre étant tel (environ 8 cm) q\1e Ie Volunie de sol prélevé est égal à 50 ou 100 cm3 •

L.·_ ~e Leenheer - Dr. Sc. - Professeur. Faculté des Sciences Agronomiques - Gand.

:'{*r:Coriférence faite' également à Zurich (30 mai 1967) à la tribune de l'As­sóciation des fugénieurs Agronomes de Suisse.

123

Lors du prélèvement il importe aussi de connaître les erreurs possibles et pr6pres à l'échantillonnage. Certaines erreurs sont liées à la manipulation même lors du prélèvement, d'autres sont liées aux dimensions de l'échantillon, d'autres encore (et certaine­ment les plus importantes) sont dues à la période mal choisie pour I' échantillonnage.

Si Ie cylindre d'échantillonnage est enfoncé à coups de mart eau , la distribution originale de la porosité sera d'autant plus perturbée que Ie nombre de coups sera plus élevé (ce qui se présente sou vent lorsque Ie sol est relativement sec ou trop sec); si Ie cylindre est poussé progressivement dans Ie sol l'inconvénient eité ci-dessus tombe, mais, néanmoins, il subsiste une compression qui peut provoquer une réduction non négligeable de la porosité, surtout de la macroporosité (ce qui se présente Ie plus souvent lorsque Ie sol est trop humide lors du prélèvement). On comprend dès lors qu'il est de la plus haute importance que Ie sol possède 1'humidité désirée lors clu prélèvement.

Dn autre problème relatif à 1'échantillonnage est celui de la hauteur (épaisseur) de l' échantillon. En effet, la porosité du sol change rapidement à l'intérieur de la couche arabIe, ce changement étant lui-même très variabIe; il s'en suit que 2 échantillons, ayant 10 ou 12 cm de hauteur et provenant de la couche arabIe de 2 champs différents d'un sol à texture semblable, peuvent présenter une porosité moyenne identique, tout en ayant un état structural nettement différent (DE LEENHEER, 1962). Pour cette raison nous estimons qu'une hauteur de 4 cm d'un échantillon non pertubé représente un maximum, l'idéal étant à notre avis une hauteur de 2 cm.

nest évident que Ie prélèvement non perturbé, tel qu'il est recommandé par nous, ne peut se réaliser que dans un sol à tex­ture homogène et relativement fine, excluant aussi bien un sol trop caillouteux ou graveleux qu'un sol trop riche en débris pail­leux ou en racines.

Une difficulté d'un genre tout différent, mais d'une importance considérable, est celle liée à la période choisie pour Ie prélèvement des échantillons. Elle sera discutée avec plus de détails ei-après.

2. La porosité totale

2.1. Méthode de détermination

La première information relative à 1'état structural momentané du sol est celle du rapport entre Ie volume des particules solides et Ie volume des porosités ent re ces particules. Comme Ie volume total d'un échantillon de sol peut être représenté par 100, Ie volume

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des pores peut s'exprimer en pour-cent du volume tota!. Cette donnée, qui s'appelle couramment «porosité totale» (P.T. %), se détermine aisément par calcul, moyennant la formule

P.S.A. P.T. % == (1- ) 100.

P.S.

Dans cette formule P.S.A. représente Ie poids spécifique appa­rent du sol et P.S. Ie poids spécifique moyen des particules solides. Le poids spécifique apparent se calcule quand on connaît Ie poids de l'échantillon humide contenu dans Ie cylindre de prélèvement ainsi que l'humidité de eet échantillon (déterminée par dessiccation à 105°C). On en déduit Ie poids de l'échantillon à l'état sec qui est ensuite divisé par Ie volume de l'anneau de prélèvement.

Quant au poids spécifique moyen des particules solides, celui-ci ne se détermine généralement pas, car la détermination, quoique facile en principe, est laborieuse. On préfère calculer Ie poids spé­cifique en se basant sur la densité du quartz (2,65), cette valeur étant ensuite corrigée pour tenir compte de la teneur en humus du sol. Pour la matière organique du sol noUs admettons un poids spécifique moyen de 1,45. Si la teneur en matière organique dé­passe 1 % , nous corrigeons Ie poids spécifique du sol en diminuant la valeur 2,65 de 0,02 pour chaque unité pour-cent de matière organique. Cette règle cependant n'est pas valable pour des sols avec plus de 5 "% mat. org., pour lesquels la densité spécifique doit être déterminée directement (DE LEENHEER et VAN RUYMBEKE,

1960) .

Exemple: Si nous trouvons un P .S.A. de 1,426 et une teneur en matière organique de 3,5 % , la porosité totale (P.T.) sera :

1,426 P.T. == 1- 100 == 46 % .

2,65 -(0,02 X 3,5)

2.2. Valeur plus ou moins absolue ou relative de la porosité totale

La porosité totale est une valeur exprimée en pour-cent du volume initial de l'échantillon étudié. Ceci signifie qu'il faut, en vue de l'interprétation du résultat, veilIer à faire les préIèvements de telle façon que des comparaisons soient valables. Dans ce but on tache, comme l'ont suggéré PERRIER, NIELSEN et DOAN (1959), de prélever les échantilIons lorsque Ie sol se trouve à une teneur en eau qui correspond à celle de sa capacité de rétention d'eau au champ, c.-à-d. la teneur en eau après l'élimination de l'eau drai­nable.

125

2.21. Valeur plus ou moins absolue de la porosité totale comme indice de compaction

Même lorsque, par suite des exigeances d'une détermination urgente, Ie prélèvement doit se faire sans qu'on puisse attendre les circonstances favorables pour la capacité de rétention d'eau au champ, la porosité totale d'un sol présente quand même une valeur comme indice du degré de porosité ou du degré de com­paction d'un sol. Pour l' appréciation de cet indice de compaction à sa juste valeur il faut cependant:

- qu'on dispose des données de la porosité moyenne pour un même type de sol de la même région ou qu'on dispose des données d'un échantillon de référence préIevé au même mo­ment, et

- qu'on tienne compte des circonstances lors du préIèvement, c.-à-d. de la période (Ie mois de 1'année), des circonstances météorologiques, du stade de croissance de la culture et des derniers soins culturaux donnés.

A titre d'exemple d'une détermination isolée, dont Ie résultat a la valeur plus ou moins absolue d'un indice, nous donnons ei-après Ie cas d'un champ de houblon; par suite des soins culturaux donnés pendant la période de croissance, une compaction dans les traces

Tableau 1

Compaction daps un champ de houblon (Environs d'Asse, région limoneuse beIge; 1966)

Poids .t'orosité Terre arabie limoneuse spécifique totale

apparent vol. %

(1) Couche arabie dans 1,82 29,7 les traces des roues (Hu= 3,04%) * (0-22 cm)

(2) Semelle de labour 1,84 (pavé du sillon) sous (Hu=l,12%) 29,7 les traces des roues (22-26 cm)

(3) Semelle de - labour 1,69 36,2 hors des traces des roues (22-30 cm)

(4) Couche arabIe d'un ±1,36 ±48 champ de froment à (1,43 à 1,28) (45 à51) structure normale (0-22 cm)

* Hu: teneur en humus

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Perméabilité Perte de à l'eau porosité cm/h

0,56 37% p.r. à (4) 17% p.r. à (3)

0,27 17% p.r. à (3)

1,32

2 à 5

des roues est pratiquement inévitable. Ces compactions en lignes peuvent cependant devenir telles qu'elles mettent directement en danger la culture elle-même. Tel est Ie cas pour cet exemple. Grace au fait qu'on dispose des données 'de référence on peut donner à la porosité totale trouvée une valeur plus ou moins absolue comme indice de compaction; ainsi on peut conclure que la compaction en , ,ligne (voir tableau , 1) représente une perte de porosité de 17 % vis-à-vis du restant du champ; ou 4e 3.7 % vis-à-vis de la porosité normale des sols de la région limoneuse. eet exemple souligne en même temps Ie fait qu'une même porosité totale ne signifie pas une même perméabilité à l'eau (voir avant­dernière colonne).

2.22. La porosité totale comme valeur de référe1tCe pour évaluer la répartition des porosités

Généralement on se sert de la 'porosité 'totale du sol comme valeur de référence pour l'étude: de la distribution des potes ou de l' économie en eau et en air d'un sol; c.-à-d. on attribue à la porosité totale trouvée la valeur relative de 100 %, et les volu:rnes des diff~rerits groupes de porosités (porosité de drainage, porosité de rétention capillaire utile, etc.; voir ei-après) sont interprétés comme des fractions de la porosité totale (telIe qu'elle a été déter­minée sur l' échantillon contenu dans son cylindre de prélève­ment). Malheureusement la porosité totale ainsi trouvée ne consti­tue pas une bonne valeur de référence pour la caractérisation de la distribution des porosités du sol; en effet, cette porosité totale, ainsi que Ie volume de certains groupes de pores, . varie trop avec les circonstances lors de l' échantillonnage, alors que Ie volume d'autres groupes de pores varie très peu. Ainsi la poro~it~ totale d'un sol limoneux de la région de Thuin a varié, au cours de l'année 1959, d'environ 47 % à 60 '% et -Ie volume des pores a drainage rapide y a varié d'environ 3 à 27'%, alors que Ie volume des pores à drainage lent est resté sensiblement constant et égal à environ 10%(*) (DE LEENHEER, 1962). Pour cette raison il est de la plus haute importance de choisir Ie moment du prélèvement d'échantillons non perturbés, de telle façon - que l'influence du labour et des soins culturaux ne S9it plus

très prononcée et que Ie prélèvenient se' fasse à l'intérieur de~ grosses mottes (sans cavités anormalement grandes), '

- que Ie gonflement du sol au moment du prélèvement (qui est supposé être réalisé lorsque Ie sol ' se trouve à sà «capacité de rétention d'eau au champ») représente un état d'équilibre avec sa teneur en eau.

(*) Toutes ' ces valeurs sont données en volume % du sol total.

i27

Sans ces précautions les résultats de deux échantillonnages ne sont pas comparables. Cette seconde condition cependant (gon­flement en équilibre avec la teneur en eau) ne se réalise qu'après l'hiver et avant la période de grande croissance des plantes.

Soulignons aussi que la pratique courante (voir p.ex. HARTGE,

1966) de présenter les différents groupes de porosités comme des fractions de la porosité totale, constitue une erreur fondamentale; en effet, chaque groupe de porosité (par la nature même de la détermination au laboratoire) représente un volume d'eau éliminé entre deux forces de succion successives (suivant un mode opéra­toire bien déterminé et reproductible), alors que la porosité totale se rapporte à un sol tel qu'il se trouve sur Ie terrain avec un état de gonflement inconnu et avec des inclusions plus ou moins impor­tantes d'air. Les conséquences de cette erreur de comparaison (entre deux états non comparables ) sont surtout graves dans fétude de la structure de la partie supérieure de la couche arabie ou Ie gonflement se fait sent ir Ie plus fortement. La fig. 1 démontre

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Fig. 1

Pendant de longues périodes, la porosité totale du sol (P.T.) (telle qu'elle se détermine sur des échantillons non perturhés) peut être inférieure à la porosité remplie d'eau à une tension capillaire de 10 cm (pF1).

que la porosité totale peut être inférieure à la porosité remplie d'eau à une tension capillaire de 10 cm, ce qui prouve bien que cette «porosité totale» ne peut être prise d'office pour une poro­sité relative de 100% .

3. La distribution des porosités en fonction de leur diamètre

3.1. La courbe pF et Ie groupement des por es

La distinction entre grandes et petites porosités, les unes capa­bles d'assurer l'aération ou le drainage du sol, les autres assurant

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la rétention de l'eau nécessaire à l'alimentation de la plante, a été reconnue depuis 1864 (SCHUMACHER), quoique la distribution fût peu précise à ce moment.

La possibilité de réaliser des divisions plus nettes a été créée en 1935 par SCOFIELD, quand il a introduit la notion de succion capillaire du sol. Cet auteur a proposé de donner au potentiel capillaire d'après BUCKINGHAM (1907) (exprimé par la hauteur en cm de la colonne d'eau correspondante) une expression logarith­mique, qui par analogie avec Ie pH a reçu Ie symbole pF. Chaque point de la courbe pF indique la teneur en eau qui est en équilibre avec Ie potentiel capillaire des porosités, ce potentiel étant exprimé par Ie logarithme de la hauteur en cm de l'ascension capillaire de l'eau. Seulement, la courbe pF présente une allure nettement différente suivant que Ie sol est soumis à une humectation progres­sive (gonflement) ou à une dessiccation continue (rétrécissement) (fig. 2). Peu après, SCOFIELD a montré (1938) que la teneur en eau

pF

6

5

J 2.5~ __ ~ __ .~_. __ ... _~ ______ _

10 lQ 30 40

Fig. 2

La courbe pF obtenue par dessiccation continue du sol est nettement différente de la courbe obtenue par humectation progressive. Ainsi, pour cette exemple, la teneur en eau à pF 2,54 (capacité de rétention d'eau au champ) diffère de 10 vol. % suivant le mode de détermination.

d'wi. sol en équilibre avec une succion capillaire donnée pouvait être utilisée pour la détermination des dimensions mêmes de ces différentes porosités. Les détails du calcul du diamètre des poro­sités en fonction des forces de succion capillaire ont été publiés en 1940 par CHILDS. Pour éviter des malentendus il fut établi que les courbes pF utilisées à cette fin seraient toujours des courbes établies par deshydratation progressive. Ce fait est de la plus haute importance, quoiqu'on semble l'oublier souvent lors de l'inter­prétation des résultats.

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Les premières années les résultats de la détermination des poro­sités en fonction de leur diamètre ont été donnés sous forme de courbes continues, les courbes pF. Mais comme ces courbes con­viennent peu pour l'étude de l'économie én eau et en air du sol, on a taché de déduire de ces courbes un groupement de porosités, suivant qu'elles assurent l'aération, Ie drainage ou la rétention d'eau du sol.

Le groupement tel que nous l'utilisons actuellement dans l'étude de l'état structural des sols belges est donné ei-après.

Pour réaliser ce groupement il faut au préalable introduire cer­taines valeurs limites, qui dans nos études sont au nombre de 6 :

- pFO: succion capillaire d'une colonne d' eau de 1 cm de hauteur.

La teneur en eau à pFO constitue la donnée de référence, c.-à-d. la teneur en eau à la saturation totale du sol (éventuellement la poro­sité relative de 100 % ). C'est cette valeur qui doit remplacer la «( porosité totale» comme valeur initiale de la courbe pF(*).

(*) Cette teneur en eau se détennine comme suit: l'échantillon qui se trouve à l'intérieur de son cylindre de prélèvement (de 4 cm de hauteur) est placé sur un disque en bois d'une hauteur de 1 cm et d'un diamètre Iégè­rement inférieur à celui du cylindre de prélèvement. Puis l'échantillon est poussé 1 cm hors du cylindre. Cette couche de terre est enlevée à l'aide d'une petite scie spéciale (scie à triplex adaptée). Le cylindre avec Ie restant de l'échantillon est alors retourné et placé sur un disque en bois analogue au premier, mais d'une hauteur de 2 cm. Ensuite Ie contenu est poussé hors du cylindre, de telle façon qu'une nouvelle couche de 1 cm dépasse Ie bord; cette couche est également coupée. De cette façon on a enlevé des deux cotés de l'échantillon une couche de terre dans laquelle une faible dessiccation aurait pu se produire, malgré les' prêéäutions de conservation en un milieu saturé de vapeur d'eau. (Tous les échantilIons étant prélevés après l'hiver, il ~aut compter avec ~e période de conserva­tion pouvant atteindre 6 mois). Le restant de l'~hantil1on, d'une hauteur de 2 cm, est poussé hors .du cylindre moyennarlt Ie disque en bois qui sert de support. A l'aide d'un mince cylindre en aluminium, d'une hauteur de 2 cm et d'un diamètre intérieur de 37 mm, on prélève un sous-.échan­tillon qui est placé ensemble avec son cylindre sur un tainis fin. Ce tamis se trouve à faible distance du fond d'un bac en zinc peu profond, dans le­quel on a versé de l'eau, de telle façon que celle-ci recouvre justement Ie tamis (on veille à ce que Ie tamis reste recouvert d'une mince couche d'eau d'environ 1 mm pendant l'opération).

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Lorsque l'échantillon de terre est saturé d'eau par ascension capillaire (pendant au moins 16 h), celui-ci est mis à l'aide d'une spatule plate (genre petite pelle à tarte) dans un recipient métallique pesé au préalable; finalement on détermine la teneur en eau par dessiccation à 105°C (dans une étuve Brabander). L'échantillon ainsi étudié correspond exactement à la partie centrale du cylindre de prélèvement (profondeur du prélève­ment: 2 à 4 cm) et a été soumis à une succion moyenne de 1 cm (pFO).

- pF1: succion capillaire d'une colonne d'eau de 10 cm de hau-te~r.

La teneur en eau à pF1 est considérée pour nous comme étant la teneur moyenne maximum d'une couchearable dont l'épaisseur totale est de 20 cm (ce qui constitue une épaisseur moyenne cou­rante de la couche' arabIe en Belgique) ·. Le diamètre des pores correspondant à pF1 est égal à 300 ~ environ.

- pF2: succion capillaire d'une colonne d'eau de 100 cm de . hauteur.

Le choix de cette valeur est basé sur la considération que dans nos régions' tempérées humides les tuyaux de drainage dans les sols lourds sont souvent placés à une profondeur d'environ 100 cm. L'eau dans les pores de la couche araple, en supposant que Ie sol soit saturé d'eau, se trouve alors souinise à la succion qu'exerce une colonne d'eau d'une longu~ur de 100 cm. Le diamètre limite des pores qui correspond à la ,force de succion de 100 cm d'eau est ~gal à 30 ~. - pF 2,54: succion capillaire d'une colonne d'eau de 344 cm de

hauteur, soit une tension capillair~ d'un tiers d'atmo-. sphère (1/ 3 atm. ou 0,338 bar) (log 344 == 2,54).

La teneur en ' eau à pF 2,54 représente la capacité de rétention capillaire d'eau du sol, appelée couramment la «capacité au champ» ( «field 'capacity» ) . Cette capacité est une propriété importante dans l' étude de l' économie en eau et en air du sol. En général on constate qu'un sol saturé d'eau ,(par suite de pluies prolong~es) cesse de laisser drainer l'eau après 2 ou 3 jours. Après cette période l'eau encore retenue dans les porosités s'y trouve sous ·une force de s~ccion capillaire qui est supérieure à la force de gravité provoquant Ie drainage. En nous basant sur les données trouvées pour ~n grand nombre de sols en Belgtque (DE BOODT, 1958) nous admettons que la force de succion dans les capillaires y es~ égale ou dépasse à ce moment un tiers d'atmosphère (344 cm d'eau ou pF 2,54). Cette dernière valeur est aussi admise géné­r.alement aux Etats Unis, mais ne 1'est pas uniformément en Europe.

Nous avons pu constater que Ie mouvement vertical de 1'eau dans l~ profil d'un sol limoneux est très limité dès que cette capacité au champ est atteinte et qu'il cesse de pleuvoir; ainsi par exemple la teneur en eau ' d'un sol limoneux labouré et non couvert d'une végétation restait inchangée du 10 septembre au 27 octobre 1965 (soit 7 semaines), aussi bien à la profondeur de 45 cm (30 vol. % eau) qu'à celle de 80 cm (32 vol. %) et de 150 cm (34,5 vol. %) (DE LEENHEER, DE BoODT et ROBBERECHTS, 1966). La porosité qui

131

correspond à la limite de succion d'un tiers d'atmosphère a un diarnètre de 9 ~; ceci signifie que les porosités d'un diamètre supérieur à cette valeur permettent Ie drainage, alors que les poro­sités d'un diamètre inférieur assurent la rétention de l'eau utile à la plante.

- pF 3,49: la tension capillaire des porosités y atteint 3 atmO'-sphères.

Cette tension est telle que la plante a parfO'is difficile à utiliser l'eau (du SO'I) dO'nt elle a besoin PO'ur une crO'issance nO'rmale, à tel PO'int qu'elle peut sO'uffrir d'un flétrissement tempO'raire. Ce point de flétrissement tempO'raire cependant représente une propriété spécifique de la plante et n'est nullement une propriété spécifique du SO'l. Il est donc impO'ssible de fixer une valeur pF qui représente une mO'yenne valable pour les différentes cultures SO'US un climat donné. Pour cette raisO'n les pédO'lO'gues ne se servent généralement pas d'un point de flétrissement temporaire PO'ur établir la courbe pF. NéanmO'ins ce PO'int fournit une infO'rma­tion apprO'ximative de la teneur en eau qui est facilement utilisée par la plante. PO'ur notre étude nO'us avons choisi ce PO'int de flé­trissement temporaire environ à mi-chemin (sur une échelle loga­rithmique) entre Ie point de rétentiO'n d'eau au champ (pF 2,54) et Ie PO'int de flétrissement permanent (pF 4,19). Le diamètre des pores ayant une tensiO'n de pF 3,49 est égal à 1 ~(*).

- pF 4,19: la tensiO'n capillaire des pores atteint 15 atm. (15,2 bars O'U 15495 cm d'eau).

Pour nO'tre climat tempéré on admet en général que Ie système radiculaire des plant es des grandes cultures ne peut plus assimiler l'eau retenue dans les PO'rO'sités lorsque la tensiO'n capillaire y dépasse 15 atmO'sphères ou 15 bars (pF 4,19), c.-à-d. lorsque Ie diamètre des pores est inférieur à 0,2 ~.

Ce point de flétrissement permanent représente une propriété spé­cifique du SO'l, bien plus qu'une prO'priété spécifique de la plante (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL, 1966), quoique la valeur adrnise par les pédO'IO'gues (pF 4,19) ne cO'nstitue pas une « cO'nstante » absO'lue, des variatiO'ns étant PO'ssibles, dues aux variations de la cO'nduc­tivité capillair~.

N O'US basant sur les valeurs limites indiquées ci-dessus Ie grO'U­pement des pores se présente cO'mme suit (fig. 3).

(*) Actuellement ce point n'est plus détenniné pour les terres arables sur sols limoneux (y compris les colluvions limoneuses). La raison est que ce point se trouve presque toujours sur la ligne droite qui relie les valeurs de pF 2,54 et pF 4,19, lorsque la courbe pF est dessinée sur papier à échelle de probabilité (teneurs en eau) et logarithmique (valeurs pF) (courbes c log. prob. ,., fig. 4).

132

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Fig. 3

Courbe pF avec les groupes des porosités qui règlent l'économie en eau et en air du sol.

A. Porosités réglant Ze drainage et l'aération

Groupe 1 : groupe des pores avec une succion de pF 0 à pF 1 (pF 0-1) : porosités à drainage instantané; diamètre des pores su périeur à 300 ~.

Groupe 2 : groupe des pores avec une succion de pF 1 à pF 2 (pF 1-2) : porosités à drainage rapide; diamètre des pores de 300 à 30 ~.

Groupe 3 : groupe des pores avec une succion de pF 2 à pF 2,54 (pF 2-2,54 ) : porosités à drainage lent; diamètre des pores de 30 à 9 ~.

B. Porosités assurant la rétention d' eau utile

Groupe 4: groupe des pores avec une succion de pF 2,54 à pF 3,49 (pF 2,54-3,49) : groupe des pores d'eau utile peu fixée (eau capillaire facilement utilisée) ; porosités d'un diamètre de 9 à 1 'f.!.

Groupe 5 : groupe des pores avec une succion de pF 3,49 à pF 4,19 (pF 3,49-4,19): groupe des pores d'eau utile forte­ment fixée (ou eau sous tension de flétrissement tem­poraire); porosités d'un diamètre de 1 à 0,2 ~.

133

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Sol limoneux de plo/eau ' --~ - _ J30

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r-~~ J"S -~~k'_, I r

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45 40

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35

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30

2·5

Limon col(uvionne(depression secheJ ' __ -:_-:,_~__ 0

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20

16

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..... .. ~ ...... - '-- _ ' '''~-- ........... . 1,.6

-- -. ~" ........... . . ...... ~ ...... . .......

12 ' .• - " ..... .. 12 -- ~'. 10 ------ _~ 10

8 8 P.T. pFO

Ocm

Erratum: pFO correspond à 1 cm.

pFl 10cm

pF2 100 cm

pF2,54 I/Jatm.

pF 3,49 Jatm.

pF4,19 ISatm. +-P

C. Porosités non utiles pour l' économie en eau

Groupe 6: groupe des pores avec une succion supérieure à pF 4,19; les pores ont un diamètre inférieur à 0,2 !1.

3.2. Valeur absolue ou relative des résultats de la courbe pF

N ous avons déjà signalé que les circonstances lors du prélève­ment des échantillons non perturbés ont une grande influence sur la valeur de la porosité totale trouvée. Non seulement il en est de même pour les données de la distribution des pores, mais il y a plus: la signification et la valeur qu'on peut accorder aux résultats de la courbe pF dépendent en premier lieu de la nature de l'in­formation cherchée, car c'est de la nature de cette information que dépend l'importance des circonstances lors de l'échantillonnage.

U ne première distinction qui s'impose est la valeur différente des résultats suivant qu'il s'agit d'une étude de l'état structural comme régulateur de l'économie en eau et en air d'un sol ou d'une étude des facteurs influençant l'état structural de la couche arabIe. Dans Ie premier cas on peut accorder aux résultats de la courbe pF une valeur plus ou moins absolue, non seulement pour une étude statique visant la détermination du niveau de fertilité physique du sol, mais aussi pour une étude dynamique de l'éco­nomie en eau au cours de la croissanee d'une culture; la compa­raison des données devient alors valable dès qu'un minimum de précautions a été respecté lors de l'échantillonnage. Dans Ie second cas la valeur n'est que très relative et lors des comparaisons des résultats il faut tenir compte de toutes les circonstances au moment du prélèvement des échantillons.

Fig. 4

Courbe pF présentée sur échelle c log-prob,. (échelle logarithmique des valeurs pF et échelle de probabilité des teneurs . en eau) de 2 terres arables sur limon: un limon de plateau et un limon colluvionné du r.nême champ. Echantillonnage avec 4 répétitions, Ie trait plain représente la valeur moyenne. Remarques 1) La ligne droite entre pF 2,54 et pF 4,19, traduit l'influence de la granulo­métrie sur la porosité. 2) La ligne entl'e pFO et pF 2,54 n'est pas Ie prolongement de la ligne précédente et traduit l'influence des agrégats et grumeaux sur la porosité. 3) La dispersion des données des 4 répétitions est plus grande PQur Ie limon de colluvion que pour .le limon de plateau, illustrant l'hétérogénéité plus grande du premier. 4) La différence entre la porosité totale et la teneur en eau à pFO est très faible, l'échantillonnage ayant eu lieu à un moment ou la teneur en eau était précisément égale à la capacité de rétention d'eau au champ (c field capacity,.).

135

3.21. Valeu't plus ou moins absolue des données de la courbe pF pour l'étude du «potentiel (niveau) de fertilité physique» des sols

Moyennant un groupement des porosités (tel qu'il est décrit ci­devant) il devient possible de comparer aisément les différences d'économie en eau et en air de plusieurs sols ou profils de sols. Ainsi, l'économie en eau et en air, exprimée par la porosité d'aéra­tion et par la porosité de rétention d'eau utile, devient non seule­ment une propriété, mais même une caractéristique, permettant de préciser Ie niveau ou potentiel de fertilité physique du sol.

En principe Ie prélèvement des échantillons non perturbés pour toute étude comparative du potentiel de fertilité physique doit se faire après I'hiver, mais avant que la croissance de la plante soit devenue importante. En Belgique nous prescrivons un prélèvement après l'hiver, dès que Ie sol est normalement ressuyé (en accord avec la notion même de « capacité au champ » ). A ce moment (qui tombe normalement au début du mois de mars), le sol se trouve en équilibre avec son gonflement maximum (et avec un minimum d'inclusions d'air), queUe que soit sa teneur en constituants colloï­daux(*). Cette prescription est de toute première importance.

Dans les études de l' économie en eau et en air du sol, en tant que caractéristique du potentiel de la fertilité physique, il importe cependant de faire une distinction, suivant que les sols subissent un gonflement ou un rétrécissement important ou seulement négli­geable. Pour cette raison la valeur qui peut être accordée aux résultats varie suivant qu'il s'agit de sols sableux ou non sableux.

3.211. Valeur quasi absolue de la courbe pF pour les couches ara­bles des sols sableux

Dans les sols sableux de Belgique, qui sont plus ou moins homo­gènes sur toute la profondeur du profil qui est utile pour la plante, Ie niveau de rendement des différents types de sol est surtout déterminé par deux facteurs. Le premier facteur est l' économie en eau et en air du sous-sol, qui dépend des variations saisonnières ou temporaires de la nappe d'eau (nappe phréatique); ce facteur est caractérisé suffisamment par la classe de drainage(**) attribuée

(*) eet état d'équilibre avec Ie gonflement maximum suppose que Ie sol ne présente pas encore des inc1usions de bulles d'air; ces dernières se pro­duisent par gonflement irrégulier du sol après une période pluvieuse au cours de l'été, Ie sol étant traversé à ce moment d'une multitude de cra­quelures de dessiccation. Le bien fondé de cette prescription sera donné dans une publication uItérieure.

(**) Sur Ie terrain on distingue ainsi 9 classes de drainage.

136

au profil lors des travaux de cartographie des sols ou lors de son­dages spécialement effectués dans ce but. Le second facteur est l'économie en eau et en air de la couche arabIe, qui trouve une bonne expression quantitative dans la courbe pF, et particulière­me:lt dans Ie facteur limitatif pour ces sols, notamment la capacité de rétention d'eau utile (teneur en eau entre la capacité au champ et Ie point de flé trissement permanent). Le tableau 2 et la fig. 5 en donnent un exemple (HARTMANN et DE LEENHEER, 1967). De

Tableau 2

La capacité en eau utile d'un sol sableux peut traduire un c niveau de rende­nlent lt

Humus Sol %

Sable éolien (remanié) pauvre en humus 0,51 Sable faiblement argileux pauvre en humus 1,02 Sable faiblement argileux riche en humus 6,38

jhUmUSj argi/~ eau 1 -I_ ·1. utile

_ _ _ _ _ ___ 'yql:2-

a O,S/ 2.9 5.S0 b 1.02 6.8 /4.56 c 6.38 6.1 19,70

6

5

~)9 4

3

2,51,

2

: : I ,

~5.5~ I

~/1,.S6-:

10 20 30' 40

I

Argile Capacité en % eau utile

en vol. %

2,9 5,50

6,8 14,56

6,1 19,70

Fig. 5

Pour une classe de dr ainage égale, Ie niveau de fertilité physique des sols sableux peut se traduire par Ie groupe de porosités qui assure la capacité de rétention d'eau utile (volume d 'eau entre pF 2,54 et pF 4,19) .

SO Vol. -I-

137

cette façon, et supposant une classe de drainage comparable, la capacité de rétention d'eau utile permet de comparer Ie «niveau de rendement» de différents sols sableux.

En Belgique ces deux facteurs (classe de drainage et rétention d'eau utile) déterminent la valeur naturelle des sols sableux pour la culture maraîchère et la floriculture.

Les résultats de la courbe pF des couches arables des sols sableux varient peu avec les circonstances météorologiques lors de l'échan­tillonnage(*), ce qui signifie que les résultats de la courbe pF peu­vent être interprétés comme des valeurs quasi absolues.

3.212. Valeur plus ou moins absolue de la courbe pF pour un profil entier

En ce qui concerne les sols limoneux et argileux, les données de la courbe pF peuvent être considérées comme des valeurs plus ou moins absolues, pour autant gu'il s'agisse d'échantillons du sous­sol et gue le prélèvement ait eu lieu après L'hiver. En effet, dans les couches inférieures à la couche arabIe les variations de la teneur en eau ne se font sentir que lentement et Ie poids du sol qui fait pression sur ces couches entrave fortement Ie gonflement normal. Pour cette raison on peut aussi accorder une valeur plus ou moins absolue aux données intégrées de la cO'Urbe pF qui représentent Ie résultat pour l'entièreté du profil du sol, car l'influence des données plus relatives de la couche arabIe ne modifie pas profondément l'interprétation pour l' ensemble du profil. De cette façon les grou­pements des pores déduits de la courbe pF acquièrent la valeur de grandeurs comparables pour l'évaluation du potentiel de la fer­tilité physique des différents types de sols d'une région agricole donnée. C'est ainsi que dans la région des polders belges les diffé-

Tableau 3

Réserve d'eau et vocation agricole des sols des polders en Belgique

Réserve d'eau en mm (profondeur du sol: 100 cm)

<90 90-110

110-150 >150

Vocation agricole

Insuffisante pour la culture de céréales Satisfaisante pour la culture de céréales Satisfaisante pour la culture de betteraves Satisfaisante pour une bonne prairie

(*) Les résultats de pareille étude sur sols sab1eux seront présentés dans une communication ultérieure.

138

rents types de profils ont été divisés en 9 classes d'utilisation suivant la capacité d'eau utile (exprimée en mm de réserve d'eau au début du printemps pour une profondeur utile du sol de 100 cm) (DE LEENHEER & VAN RUYMBEKE, 1960). Ces 9 classes appartiennent à 4 groupes de vocation agricole, comme Ie montre . Ie tableau 3.

3.22: Utilisation des données de la courbe pF comme valeurs de référence dans l'étude dynamique de l'économie en eau et en air du sol au cours de la croissance d'une culture

La connaissance des répartitions des porosités dans les différents horizons d'un profil de sol constitue une base d'interprétation importante dans l'étude de l'économie en eau et en air du sol au cours de la croissance d'une culture. Dans une étude conçue de cette façon, on est forcé d'accorder une valeur absolue aux données déduites de la courbe pF, ce qui signifie que la valeur des conclu­sions ou des déductions dépend de la valeur de l'échantillonnage des différents horizons du profilage qui est supposé être représen­tatif pour Ie champ ou se réalise l'étude. L'étude dynamique pro­prement dite consiste ensuite uniquement dans la détermination des profils hydriques, c.-à-d. la détermination des teneurs en eau des différents horizons au cours de la croissance; un exemple de pareils profils hydriques est illustré par les fig. 2 et 3 d'un article publié antérieurement dans ce bulletin (DE LEENHEER, DE BOODT & ROBBERECHTS, 1966). Les teneurs en eau, déterminées aux diffé­rentes profondeurs, sont alors traduites séparément en termes d'aération ou d'épuisement de la réserve d'eau pour chaque horizon, comme Ie montrent les fig. 8 et 9 publiées dans Ie même article (DE LEENHEER, DE BOODT & ROBBERECHTS, 1966).

3.23. Valeur relative et souvent médiocre des données de la courbe pF pour l' étude de la structure de la couche arable sur des champs d' expérimentation

La détermination de la distribution des porosités se fait souvent pour étudier l'influence d'un ou de plusieurs facteurs de la struc­ture du sol ou de sa stabilité. Lors des études de ce genre sur des champs d'expérimentation on prévoit différents traitements, dont on suppose que l'influence se fera sentir vers la fin de la période d'expérimentation, qui est normalement Ie moment de la récolte. A ce moment on détermine les rendements sur les différents objets et on veille à prélever des échantillons non perturbés sur lesquels on étudie la répartition des porosités et la stabilité des agrégats. Des différences ainsi constatées on tache de déduire l'importance

139

des différents facteurs qui sont représentés par les objets du champ d'expérimentation. Il faut cependant se demander queUe est la valeur réelle qu'on peut accorder aux résultats ainsi obtenus?

Pour répondre à cette question nous examinons ci-après les cir­constances qui ont une influence sur l'état structural de l'échan­tillon étudié, ainsi que les conrutions auxquelles un bon prélève­ment d' échantillons non perturbés doit satisfaire. 1) L'épaisseur de l'échantillon ne peut dépasser 4-5 cm et la pro­fondeur à laquelle les échantillons sont prélevés doit être rigou­reusement constante (à 1 cm près).

L'importance très grande d'un échantillon aussi mince que prati­quement possible ressort suffisamment d'une étude antérieure (DE LEENHEER, 1962); quant à l'importance d'une profondeur rigoureu­sement constante, elle résulte d'un examen du graphique fig. 6. Ce graphique prouve bien qu'il existe une différence importante et systématique entre les porosités observées à 1-3 cm et à 3-5 cm de profondeur(*). Ceci signifie que les résultats obtenus par deux chercheurs ne sont pas comparables si la hauteur des cylindres de prélèvement n'est pas identique au centimètre près, ou si la pro­fondeur du prélèvement n'est pas exactement la même (aussi au centimètre près).

60- - - :- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

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Fig. 6 La porosité totale et la répartition des porosités varient fortement avec la profondeur dans la couche arabie (T.P. = porosité totale; 100 cm = pF 2 (succion capillaire de 100 cm). s = échantillonnage à une profondeur de 1-3 cm. i = échantillonnage à une profondeur de 3-5 cm. m = valeur moyenne pour la profondeur 1-5 cm.

(*) Cette différence systématique sera' traitée avec plus de détails dans une communication ultérieure.

140

2) Les valeurs moyennes comparées, relatives à la distribution des pores et à la stabilité des agrégats, doivent être obtenues avec un nombre de répétitions établi d'avance et déduit du coefficient de variabilité propre à la méthode employée. En Belgique et pour des sols à texture homogène (donc à l' excep­tion des sols à débris graveleux) 4 répétitions sont un minimum. Seulement ce minimum n'est valable que pour des échantillons de terres arables prélevés après 1'hiver, 101'sque Ie sol a atteint un état de gonflement en équilibre avec son humidité. Au cours de la croissanee des plantes la succession irrégulière des dessiccations et des humectations du sol provoque une hétérogénéité plus grande des échantillons. Ainsi nous avons trouvé dans Ie sollimoneux de plateau à Juprelle que Ie coefficient de variation (déterminé avec 6 répétitions par échantillonnage) change au cours d'une même année:

- de 3 à 18 % pour la détermination de la porosité totale, - de 1,5 à 18 % pour la détermination de la capacité d' eau au

champ (field capacity),

- de 7 à 31 % pour la détermination de la rétention d'eau utile.

Il en résulte que la moyenne trouvée (même avec 6 répétitions) devient douteuse pour tout échantillonnage réalisé après Ie 1 maL

3) Sur les champs d'expérimentation les échantillons sont normale­ment prélevés au moment de la récolte dans Ie but de comparer la différentiation qui s'est produite ent re les différents traitements au cours de la période de croissance écoulée. La culture choisie pour ces champs d'expérimentation est habituel­lement une céréale, cette culture assurant une détermination du rendement sur des superficies réduites, tout en permettant Ie pré­lèvement d'échantillons non perturbés soit avant, soit après la récolte. La difficulté, que les sols peuvent être trop secs au moment de la récolte pour un bon prélèvement non perturbé, est résolue par certains chercheurs par Ie fait qu'ils attendent une période de pluie, au cours des 2 à 3 semaines qui précèdent la récolte, Ie prélèvement étant ensuite réalisé lorsque les sols sont suffisamment ressuyés. C'est Ie procédé que nous appliquons aussi pour nos prélèvements avant la récolte.

Les interprétations basées sur les résultats ainsi obtenus doivent être faites avec beaucoup de prudence. En effet, l'état structural du sol, en tant que facteur de la fertilité physique, doit être évalué dans Ie cadre de toute la rotation appliquée. Or, les répartitions des porosités de la couche arabIe (tout comme les conditions optima de l' économie en eau et en air) sont différentes sur Ie même champ

141

10_ G T B X

Plateau

Fig. 7 et 8

G T 8 X

Pente

eau :%1~~~~7Jéchant.

mlill~_15atm.

G T 8

Depre!osion X

Porosité totale et répartition des porosités au moment de la récolte (1964) des betteraves (fig. 8) et du froment d'hiver (fig. 9) sur les 3 types de sol limoneux (plateau, pente et dépression sèche) des 4 grands champs d'expé­rimention en Hesbaye (G, T, B et X).

A u moment de la récolte des betteraves Ie sol est suffisanunent humide pour que la porosité totale (T.P.) soit ± égale à la teneur en eau à une succion de 10 cm; ceci n'est pas Ie cas lors de la récolte des céréa1es, le sol een place,. étant plus ou moins desséché.

142

et au cours de la même année pour une culture de betterave(*) ou pour une culture de froment, comme Ie montrent les fig. 7 et 8. En outre, pour une même culture et un même sol, les répartitions des porosités dépendront en tout premier lieu de la succession des périodes ensoleillées et pluvieuses au cours de l'année, comme nous aurons l'occasion de Ie démontrer en détail dans une com­munication suivante.

4) Notre propre expérience nous permet de dire que les conclu­sions d'une étude de la structure du sol qui sont basées unique­ment sur les résultats provenant d'échantillons non perturbés et prélevés lors de la récolte doivent être rejetées, et cela pour les raisons swvantes : a) la courbe pF d'un même échantillon est nettement différen.te selon que les déterminations se font sous déshydra~tion p~o~~s­sive ou sous humectation croissante (fig. 2). Par une convention internationalement admise, la courbe pF se détermine au labora­toire sous déshydratation continue, ce qui signifie qu'au début de l'analyse Ie sol est saturé d'eau. Pour être logique il faut respecter la même voie lors de l'échantillonnage, c.-à-d. il faut faire Ie pré­Ièvement au moment ou Ie sol est en équilibre avec son maximum de gonflement. Ceci ne se réalise pas, car au moment de la récolte Ie sol se trouve en un point quelconque, mais inconnu, entre les deux courbes de la fig. 9, par suite des multiples dessiccations, interrompues par des pluies provoquant de faibles gonflements et des inclusions d'air. La meilleure preuve est Ie fait que la

pF

2,54

10 20

Vol.·I.

30 40

Fig. 9

Un échantillon prélevé au cours de la période q.e croissance (après Ie F mai) a une porosité qui repré­sente un état de foisonne­ment inconnu (par suite d'une série de dessiccations et d'humectations) et net­tement différent de celui d'un sol dont Ie gonflement serait en équilibre avec la teneur en eau (voir aussi fig. 10, structure en c pate feuilletée ,. ) .

(*) Dans Ie cas de betteraves, un prélèvement d'échantillons doit toujours se faire avant la récolte.

143

porosité totale en été est souvent inférieure à la porosité qui corres­pond à pF 1 (fig. 1). b) La partie supérieure de la couche arabie possède au moment de la récolte une répartition de pores, qui, quoiqu'elle exprime un état structural momentané, ne peut servir comme appréciation d'un état de fertilité physique du sol. Ainsi, la porosité totale exprime à ce moment uniquement un degré de foisonnement, par suite des successions irrégulières de dessiccations et d'humecta­tions; les dessiccations ont provoqué à la fois un système irrégulier de craquelures (à orientation dominante verticale) et un effeuille­ment (structure de «pate feuilletée») dans les 3-4 cm supérieurs de la couche arabie (BECKMANN, 1967 - fig. 10), alors que les

Fig. 10

Photo micromorphométrique de 2 coupes verticales dans la couche arabIe du même sollimoneux (coupe de 1 à 7 cm et de 9 à 15 cm de profondeur). Dans les 5 cm supérieurs on observe très nettement la structure en c pàte feuilletée ,. (W. Beckmann, 1967).

humectations ont provoqué de nombreuses inclusions d'air par suite de gonflements très locaux Ie long des voies d'infiltration de lJeau. L'état structural du sol au moment de la récolte (et souvent même dès Ie début du mois de mai) est alors une résultante des circonstances météorologiques et non une expression d'un facteur de la fertilité physique du sol. 5) Les répartitions des porosités et surtout celles des porosités de drainage doivent être comparées à une porosité de référence, qui doit être la porosité du sol saturé d'eau sous une pression négative

144

(force de succion) mlrumum, pour laquelle nous proposons Ie minimum pratiquement réalisable, soit 1 cm d'eau seulement (ou pFO).

Par principe il faut absolument que Ie maximum de porosité, qui sert de porosité de référence, soit déterminé sur un échantillon ayant subi un traitement préparatoire identique à celui des échan­tilions servant à la détermination de la courbe pF. Le procédé de certains auteurs (p.ex. HARTGE, 1966) de prendre la porosité totale comme valeur identique à pF 0 constitue une grave erreur d'inter­prétation.

Recherche subsidiée par l'Institut pour l'en­couragement de la Recherche Scientifique dans l'Industrie et l'Agriculture (IRSIA) , Bruxelles.

145

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146

Considérations critiques concemant la valeur des résultats de la détermina­tion de la porosité totale et de la distribution des pores du sol

Résumé

Dans ses considérations critiques l'auteur examine au préalable les erreurs possibles lors de l'échantillonnage, puis il traite séparément la valeur de la porosité et celle de la répartition des pores.

1. Erreurs lors du prélèvement des échantillons non perturbés

Certaines erreurs sont llées à la manipulation même lors du prélèvement, d'autres sont liées aux dimensions de l'échantillon, les plus importantes étant dues à la période mal choisie pour l'échantillonnage.

2. Valeur du résultat de la détermination de la porosité totale Après avoir rappelé la méthode de détermination, l'auteur examine la valeur

du résultat trouvé; cette valeur varie suivant la nature de l'information qu'on veut déduire de la porosité totale. S'il s'agit seulement de déduire un indice de compaction, on peut accorder une valeur plus ou moins absolue au résultat trouvé, à condition qu'on dispose des données provenant d'échantillons de référence prélevés au même moment. S'il s'agit d'interpréter la porosité totale comme une porosité relative de 100 % (ce qui est la pratique courante, les différents groupes de porosités étant alors considérés comme des fractions de la porosité totale), on commet une grave erreur, comme il est démontré par l'auteur.

3. Valeur des données de la distribution des différents groupes de porosités (courbe pF)

Au préalable l'auteur mentionne les 6 valeurs limites dont il se sert pour établir la courbe pF, ainsi que les 6 groupes de porosités qui en sont déduits. Quant à la valeur qu'on peut accorder aux résultats trouvés les distinctions suivantes s'imposent.

S'il s'agit d'une étude de l'état structural comme régulateur de l'économie en eau et en air du sol, on peut accorder une valeur plus ou moins absolue aux résultats de la courbe pF. Ainsi p.ex. l'auteur estime qu'on peut accorder une valeur quasi absolue au groupe des pores de rétention d'eau utile de la couche arabIe (c.-à-d. Ie volume des pores qui assurent la rétentio~ d'eau capillaire utile) comme critère de la valeur naturelle des sols sableux pour la culture maraîchère et la floriculture en Belgique (en supposant une dasse de drainage égale). En ce qui concerne les sols limoneux et argileux on peut aussi accorder une valeur plus ou moins absolue aux données de la courbe pF, pour autant que ces données représentent Ie résultat pour l'entièreté du profil du sol et que Ie prélèvement des échantillons ait été réalisé après l'hiver. Dans ce cas, ces mêmes données fournissent la base d'interprétation dans toute étude de l'économie en eau et en air du sol, qui est réalisée avec des profils hydriques déterminés au cours de la période de croissance d'une culture. Par contre si les données de la courbe pF doivent servir pour l'étude de la structure de la couche arabIe sur des champs d'expérimentation, la valeur qu'on peut y accorder est très relative et souvent médiocre. En effet, c'est dans des études de ce genre que 'les circonstances lors du prélèvement des échantillons exercent une influence considérable sur la valeur qu'auront les résultats de la courbe pF. Parmi ces circonstances, signalons les plus importantes : - si les échantillons sont prélevés dans la partie supérieure de la couche

147

arabIe, leur prélèvement doit se faire à une profondeur rigoureusement constante (au centimètre près) , l'échantillon lui-même ne pouvant dépasser une hauteur de 4 cm; - Ie nombre de répétitions pour une détennination doit être 4 au minimum, mais ce minimum n'est valable que pour des échantillons prélevés après l'hiver. Même avec 6 répétitions la moyenne trouvée est douteuse si l'échan­tillonnage se fait après Ie 1 mai; - les interprétations des données de l'état structural comme facteur de fer­tilité doivent être valables pour toutes les cultures de la rotation. Or en gé­néral, des études de ce genre se font uniquement avec une culture de céréales; - les conclusions basées uniquement sur les résultats provenant d'échan­tillons non perturbés prélevés lors de la récolte doivent être rejetées, l'état structural au moment de la récolte étant Ie résultat d'un foisonnement du sol qui est déterminé par les circonstances météorologiques, sans être l'expres­sion d'un facteur de la fertilité physique du sol.

Kritische beschouwingen betreffende de waarde van de resultaten van de bepaling van de totale porositeit en van de poriën verdeling in een bodem

Samenvatting

In zijn kritische beschouwingen bespreekt de auteur vooraf de mogelijke fouten bij de monstername, om vervolgens de waarde te bespreken van de resultaten van de totale porositeit en van de poriënverdeling. 1. Fouten tijdens de bemonstering van de ongestoorde ringmonsters

Sommige fouten zijn gebonden aan de handeling zelf tijdens de monster­name, andere fouten staan in verband met de afmetingen van de genomen monsters; de belangrijkste echter zijn die, die het gevolg zijn van een slecht gekozen periode van de monstername. 2. Waarde van het resultaat van een totale porositeitsbepaling

Na in het kort de methode te hebben beschreven bespreekt de auteur de waarde van het gevonden resultaat. Deze waarde varieert met de aard van de inlichting die men uit de gevonden totale porositeit wil afleiden. Indien pet alleen gaat om een compactie van de bodem af te leiden, kan men aan het bekomen resultaat een min of meer absolute ,waarde toekennen, op voor­waarde dat men beschikt over gegevens afkomstig van referentiemonsters die op hetZielfde moment werden bemonsterd. Indien echter de gevonden totale porositeit gebruikt wordt als een relatieve porositeit van 100 % (wat een algemeen verspreide handelwijze is, waarbij dan de verschillende porosi­teitsgroepen beschouwd worden als frakties van de totale porositeit), begaat men een belangrijke interpretatiefout, zoals door de schrijver wordt aan­getoond. 3. Waarde van de resultaten van de poriënverdeling (poriëngroepen van de pF curve)

Vooraf vermeldt de auteur de 6 grenswaarden waarmede hij de pF -curve opstelt, evenals de poriëngroepen die eruit worden afgeleid. Wat nu de waarde betreft, die men kan toekennen aan de gevonden resultaten, moet men volgend onderscheid in acht nemen. Indien men de bodemstructuur beschouwt als een regelaar van de lucht- en waterhuishouding van de bodem, kan men aan de resultaten van de pF­curve een min of meer absolute waarde toekennen. Zo bv. meent de schrijver

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dat men een quasi absolute waarde kan toekennen aan de porlengroep van de nuttige watercapaciteit van de bouwvoor (d.w.z. het poriënvolume dat instaat voor de capillaire vastlegging van het nuttig water) als criterium ter beoordeling van de natuurlijke waarde van de Belgische zandgronden voor de groenteteelt en de bloementeelt (vooropgezet dat de vergeleken gronden tot dezelfde drainageklasse behoren). Wat de leem- en kleigronden betreft, kan men eveneens een min of meer absolute waarde toekennen aan de resultaten van de pF-curve, voor zover deze het resultaat voorstellen voor het ganse bodemtype en dat de monster­name gebeurd is na de winter. In dat geval zijn deze gegevens tevens een basis voor de interpretatie van iedere studie van de lucht- en waterhuis­houding van de bodem, die uitgevoerd wordt met hydrische profielen welke tij dens de vegetatieperiode van een teelt worden bepaald. Indien echter deze gegevens van de pF -curve moeten dienen voor de studie van de structuur van de bouwvoor op proefvelden, dan is de waarde die men eraan kan toekennen slechts zeer betrekkelijk en vaak weinig betrouw­baar. Immers voor onderzoekingen van dat soort, oefenen de weersomstandig­heden vóór en tijdens de monstername een zeer grote invloed uit op de waarde van de resultaten van de pF-curve. Onder deze omstandigheden ver­noemen wij als voornaamste de volgende: - indien de monsters genomen zijn in het bovenste deel van de bouwvoor, moet de monstername op een nauwkeurig constante diepte geschieden (op de cm na) en mag het monster zelf niet dikker zijn dan 4 cm; - het aantal onderzochte monsters moet ten minste 4 bedragen en dat mini­mum is slechts geldig voor zover de monstername na de winter gebeurt. Zelfs met 6 herhalingen bij de monstername is het gevonden gemiddelde resultaat twijfelachtig indien de monstername plaats heeft na 1 mei; - de interpretatie van de resultaten van het structuuronderzoek als factor van de bodemvruchtbaarheid, moet geldig zijn voor alle teelten van een teelt­wisseling. In het algemeen worden dergelijke onderzoekingen echter alleen met een graangewas uitgevoerd; - de besluiten die alleen gesteund zijn op resultaten bekomen met monsters, die vóór of rond de oogstperiode werden genomen, zijn als onbetrouwbaar te verwerpen; immers de structuurtoestand rond de oogstperiode is het resul­taat van een momentane zwelling of krimping van de bodem die bepaald wordt door de weersomstandigheden, zonder nochtans een uitdrukking te kunnen zijn voor een factor van de fysische bodemvruchtbaarheid.

Critical observations concerning the value of the results obtained in the determination of the total porosity and the distribution of soil pores

Summary

In his critical contemplations, the author first examines the errors liable to be committed during sampling and then deals separately with the value of the total porosity and that of the pore-distribution.

1. E.rrors during the sampling of undisturbed soi! cores Some errors are related to the actual handling during the sampling process,

others to the sample size, the most serious being due to the injudicious choice of the sampling period.

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2. Value of the result of the detennination of total porosity

Af ter recapitulating the method of detennination, the author examines the value of the result obtained; this value varies with the nature of the infonna­tion which is derived from the total porosity. If it is merely a question of deducing a compaction index, a more or less absolute value may he assigned to the re sult obtained, provided data from reference samples taken at the same time are available. If the total porosity is interpreted as a 100 % relative porosity (which is the usual practice, the various porosity groups in that case being considered as fractions of the total porosity) this is a serious mistake, as the author demonstrates.

3. Value of the distribution data for various porosity groups (pF curve)

The author first mentions the 6 limit-values which he uses to determine the pF curve and also the 6 porosity groups derived from those. As regards the value which may be assigned to the results obtained, the following distinctions should be made.

If the study concerns the structural state as a regulator of the soil-water and -air economy, more or less absolute va lues may be assigned to the pF­curve data. Thus, for instance, the author considers that a quasi-absolute value may he assigned to the pore group of the useful-water-retention (Le. the volume of the pores which ensure the retention of useful capillary water) as a criterion for the natural value of the sandy soils of Belgium used for the culture of vegetables and flowers (assuming the soils belong to the same drainage class).

As regards loamy and c1ayey soils, a more or less absolute value mayalso be assigned to the pF -curve data, provided these data represent the informa­tion for the entire soil profile and the sampling has been carried out after winter. In that case, the pF-curve data provide the basis of interpretation in every soil-water and -air economy study which is conducted with the data of hydric profiles obtained during the growth period of a erop. On the other hand, if the pF -curve data are to be used for studying the structure of the arabie layer in experimental fields, the value assignabie to them is very relative and frequently mediocre. The fact is that in studies of this kind the circumstances prevailing at the time of sampling have a considerable influence on the value which the pF -curve results will have. Among the most import­ant of these circumstances, we mention :

- the necessity of sampling at a strictly constant depth (to within a centi­metre) if the samples are taken in the upper part of the ,arabie layer, the sample height not exceeding 4 cm; - the minimum nurnber of replications for a determination must he 4, but this minimum is only applicable in the case of samples taken af ter the winter. Even with 6 replications, the average obtained is open to question if the sampling is done after the 1st of May; - the interpretation of the data relating to soil structure as a fertility factor should he valid for all the crops of the rotation. In general however studies of this kind are carried out with one cereal crop only; - conclusions based solely on the results derived from undisturbed samples taken at the end of the growth period (the harvesting period) must be rejected; the soil structure at that time is the result of a soil swelling or shrinkage conditioned by meteorological circumstances and is not the expression of a soil physical fertility factor.

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Kritische Betrachtungen über den Wert der · Bestimmungsergebnisse der · 6e­samtporosität des Bodens und dessen Porenverteilung,

Zusammenfassung

In seinen kritischen Betrachtungen uritersiI~ht der Verfasser ' ZU:e~st die möglichen· Fehler bei der Probeentnahme, Urn danach den· W ert d~r Gesarnt­porosität und der Porenv~rteilung zu behandelii. - .. .' .. ..

1. Irrtümer, die bei der Entnahme von ungestörte~ Proben" auftrete~ könne:q

Diese können schon bei der Handhabung während der P~óbeentna~ · ent~: stehen; andere sind mit den Dimensionen der Proben verknüpft, ~ährend die bedeutendsten Fehler einem schlecht gewählten Zeitpunkt der Probeentnahmè zuzuschreiben sind. .

2. Wert des Ergebnisses der Gesamtporositätsbesti.Ïnmung ,~~:; Nach kurzer Ahgabe der Bestimmungsmethode prüft der Verfasser.:den

Wert des gefundenen Resultats; dieser Wert schwankt entsprechend· der Art der Information, die man aus der Gesarntporosität a:bleiten will. Wenn -: es nur darum geht, den Bodendichtewert zu bestimmen, kann man dem gefun­denen Ergebnis einen mehr oder weniger absoluten Wert zugestehen, sofem man Angaben besitzt, die von zur gleichen Zeit entnommenen Vergleichs­proben stammen. Will man die Gesarntporosität als relative 100 %ige Porosität darstellen (wie es üblicherweise geschieht, wobei dann die verschiedenen Porositätsgruppen als Bruchteile-- der Gesärtitporosität betrachtet werden), so begeht man einen schweren Fehler, wie vom Verfasser dargelegt wird.

3. Wert der Verteilungsdaten der verschiedenen Porositätsgruppen (pF-Kurve)

Zunächst nennt der Verfasser die 6 Grenzwerte, deren er sich zum Auf­zeichnen der pF -Kurve bedient, so wie die 6 daraus abgeleiteten Porositäts­gruppen. Was den Wert anbelangt, den man den gefundenen Ergebnissen beirnessen kann, so müssen folgende Unterscheidungen getroffen werden.

Handelt es sich urn eine Untersuchung des Strukturzustandes als Regler des Wasser- und Lufthaushalts des Bodens, so kann man den Resultaten der pF-Kurve einen mehr oder weniger absoluten Wert beimessen. So glaubt der Verfasser beispielsweise, daB man der Porengruppe, die das nützliche Kapillarwasser in der Ackerkrume zurückhält, als Kriterium des natürlichen Wertes von Sandböden für den Gemüse- und Blumenanbau in Belgien einen praktisch absoluten Wert zusprechen kann, unter Voraussetzung daB die Böden gleiche Entwässerungsbedingungen (d.h. Drainageklasse ) haben.

Was die lehm- und tonhaltigen Böden anbetrifft, so kann man den Angaben der pF-Kurven auch einen mehr oder weniger absoluten Wert zugestehen, soweit diese Kurvenwerte das Ergebnis für das gesarnte Bodenprofil darstellen, und sofem die Probeentnahme nach dem Winter stattgefunden hat. In diesem Fallliefem diese pF-Angaben die Basis zur Interpretation einer jeden Unter­suchung des Wasser- und Lufthaushalts des Bodens, die mittels hydrischer Profile während der Wachstumperiode eines Pflanzenbaues gemacht wird. Sollen dagegen die Daten der pF-Kurve zur Untersuchung der Struktur der Ackerkrume auf Versuchsfeldem dienen, ist der ihnen beizumessende Wert sehr relativ und oft unzulänglich. Tatsächlich verhält es sich so, daB bei Studien dieser Art die Umstände bei der Probeentnahme einen beträchtlichen EinfluJ3 auf den Wert dieser Ergebnisse ausüben.

Von diesen Umständen wollen wir die wichtigsten nennen: - wenn die Proben im oberen Teil der Ackerkrumenschicht entnommen

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werden, müssen die Entnalunen in exakt konstant bleibender Tiefe (auf den cm genau) stattfinden, wobei die Probe selbst nicht höher als 4 cm sein darf; - für eine Bestimmung müssen mindestens 4 Proben analysiert werden, aber dieses Minimum ist nur für die nach dem Winter entnommene Pro ben gültig. Selbst mit 6 Wiederholungen der Probeentnahme ist der gefundene Mittelwert zweifelhaft, wenn die Probeentnahme nach dem 1. Mai erfolgt; - die Auslegungen der Daten des Strukturaufbaus als Faktor der Boden­fruchtbarkeit müssen für alle Wechselbestellungen gültig sein. Im allgemeinen werden Studien dieser Art allerdings nur mit einer Getreidekultur durch­geführt;

- Schhillfolgerungen, die nur aus Ergebnissen gezogen werden, die von ungestörten und am Ende der Vegetationsperiode (z.B. zur Erntezeit) entnommenen Proben stammen, sind zu verwerfen, da der Strukturzustand in diesem Zeitpunkt das Resultat einer Bodenquellung oder -Schrumpfung ist, die witterungsbedingt ist, ohne Ausdruck. eines physikalischen Frucht­barkeitsfaktors des Bodens zu sein.

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I PEDOLOGIE, XVII,2, pp. 153-186, 10 fig. et phot., 3 tab!. Gand, 1.967. I

LES CONDITIONS DE PÉDOGÉNÈSE

DANS LA PARTIE SEPTENTRIONALE DU LITTORAL SÉNÉGALAIS

SOMMAIRE

G. GAUCHER

1. La partie septentrionale du littoral sénégalais et ses problèmes pédologiques

2. Le climat actuel du littoral sénégalais, de Dakar à St. Louis

3. Des lignes directrices du cadre géologique

4. Morphologie et milieux de pédogénèse du Delta du Sénégal

5. Morphologie et milieux de pédogénèse de la zone des Niayes

6. Les milieux de pédogénèse toxiques de la partie septentrionale du littoral sénégalais

7. Conclusions

Littérature

Résumé - Samenvatting - Summary - Zusammeruassung

G. Gaucher, Ing. Agr., Lic. Sc. Pédologue à la Société Centrale pour l'Equipement du Territoire-Coopération, Paris.

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1. La partie septentrionale du littoral sénégalais et ses problèmes pédologiques

Nous avons eu l'occasion en 1962 d'abord, puis en 1964, d'étudier les sols de la région dite des Niayes, entre Dakar et St. Louis, et dernièrement, en 1966, de procéder à une prospection de la partie du Delta du Sénégal située entre Ross Béthio et St. Louis.

Les formations sablonneuses et dunaires couvrent presque en­tièrement la zone littorale nord du Sénégal et s'avancent d'ailleurs profondément à l'intérieur des terres. Réparties parmi ces dun es , les Niayes, lacs d'eau douce souvent assez étendus, apparaissent Ie long de la cote, ou elles voisinent parfois avec des lagunes salées vers Ie sud (lac Retba, lac Tanma) (fig. 1), tandis qu'elles subissent de plus en plus les influences salées vers Ie nord, ou elles prennent progressivement elles-mêmes l'aspect de lagunes.

En 1962, nous avons reconnu sur les sols des Niayes, indemnes de salure, que la présence d'un accident de nutrition, d'origine mal définie, réduit dans une proportion sensible les aptitudes agricoles de ces terres.

A la frontière septentrionale du pays, après avoir construit un vaste Delta, Ie fleuve Sénégal se jette dans l'océan par un estuaire percé à travers les dunes et dans lequel se regroupent tous ses défluents. Le Delta du Sénégal apparaît à première vue comme une zone de sols salés, mais des observations plus attentives révèlent aussi, sur certaines cultures, les mêmes anomalies de la nutrition que dans les Niayes.

Or, quand on rétablit l'histoire du littoral sénégalais p;;-dant Ie Quaternaire moyen et récent, on reconstitue les milieux de pédo­génèse dans lesquels se sont formés les sols des Niayes et les sols du Delta: leurs caractéristiques typologiques et morphologiques se déduisent en grande partie de leur histoire; celle-ci rend compte, en outre, de la répartition des types de sol dans Ie paysage et il devient possible aussi d'avancer une hypothèse vraisemblable pour expliquer les phénomènes de toxicité, qui semblent spécifiques de ces sols.

2. Le climat actuel du littoral sénégalais, de Dakar à St. Louis

Ce climat est du type sahélien avec, dans la zone de Dakar, une influence sub-guinéenne qui s'atténue progressivement du Sud au Nord, pour faire place à une influence sahélo-soudanienne. En fait les pluies diminuent régu­lièrement du Sud au Nord (moyenne 550 mm à Dakar et 350 mm à St. Louis) et Ie palmier à huile (Elaeis guineensis) marque, par sa localisation, l'évolu­tion des conditions climatiques: cette espèce guinéenne, qui a valu leur nom aux Niayes, dont il peuple les berges et les dépressions temporairement inondées (ce palnrier est dénommé « niaye» en langue ouolof), ne s' étend pas au nord de la niaye Lompoul.

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Fig. 1

Lompoul

M' boro

• Niaye Thiompou Niaye Motass

o Lac Mékhé

o TIVAOUANE

o Lac Tanma .

• 0 THIÈS Pout

Schéma de situation.

o LOUGA

OKEBEMER

DAGANA --

o 25 50km ~! ==============~I

Les pluies tombent en été, de juin à octobre, les précipitations les plus fortes ont lieu en août et la hauteur d'eau totale varie considérablement d'une année à l'autre (à Dakar: sensiblement 200 mm en 1941 et 1946, 900 mm en 1951). Les rosées matinales sont abondantes en février, surtout dans les Niayes. Les températures sont assez uniformes : pour Dakar les températures moyennes mensuelles oscillent entre 21°C (février) et 27°C (de juillet à octobre); la moyenne annuelle s'établit à 24,6°C, avec des extrêmes de 10°C (février) et 35°C (octobre). Le climat de St. Louis reste un peu plus frais en mai-juin, mais dans Ie Delta, en amont de Dakar-Bango, la température est toujours plus élevée de plusieurs degrés.

L'évaporation est intense (sensiblement 1000 mm à Dakar et 1500 mm à St. Louis) malgré une humidité relative marquée (80 %en saison humide, 60 % en saison sèche) . Calculée d'après la formule de TURC, l'évapotranspiration annuelle atteint 1580 mm à Dakar avec un maximum à la fin de la saison sèche (avril-mai).

Les signes d'aridité deviennent de plus en plus visibles, dans la végétation et la typologie des sols, au nord de Lompoul et ils sont particulièrement nets dans les parties non inondables du Delta. Ces facteurs climatiques exercent sur la pédogénèse une influence dont l'importance varie selon les conditions de milieu et l'héritage dû aux paléomilieux.

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3. Les lignes directrices du cadre géologique

La géologie du sous-sol est connue partiellement par les sondages effectués pour les recherches d'eau (nappe artésienne du Maes­trichtien) et de pétrole. Le substratum antéquaternaire semble constitué, au somrnet, surtout par les calcaires numrnulitiques du Lutétien supérieur, parfois par des marnes du même étage (marnes du Lam-Lam), plus rarement par des terrains plus anciens (marnes yprésiennes dans la région de Kayar et Maestrichtien à Pout). La structure est calme dans 1'ensemble, elle n'est affectée que par des ondulations à grand rayon de courbure (bombement anticlinal parallèle à la mer entre Dakar et St. Louis et dans la zone Pout­Popenguine, plongement général des couches dans la région de St. Louis) et par des failles. Sur ce substratum ce sont formés, au Pliocène, les dépots du «Continental terminal» qui sont couronnés par une cuirasse latéritique.

Puis la sédimentation éolienne s' est exercée puissamrnent au Qua­ternaire. Les épisodes de ce recouvrement deviennent plus distincts au Quaternaire moyen, à 1'Ogolien. Acette période Ie retrait de la mer (régression probablement jusqu'à la cote -50) et 1'aridité du climat favorisèrent largement la formation d'un système dunaire important, auquel se rattachent les «dunes internes » du littoral Dakar - St. Louis et 1'Erg de l' arrière pays de St. Louis, dit «Erg ouljien» par TRICART, qui s'étendait alors à toute la zone du Delta (dunes hautes de 20-50 m).

Ce régime des apports sablonneux se poursuivit vraisemblable­ment pendant Ie début de 1'Ouljien, alors que la mer remontait, mais l'humidité du climat provoqua essentiellement 1'installation d'un réseau hydrographique perpendiculaire à la mer et la rubé­faction des couches supérieures des sables dunaires (2 m en moyenne). La transgression atteignit son maximum (de +6 m à +8 m) à la fin de l'Ouljien, alors que Ie climat devenait plus aride: c'est de ce maximum que datent les restes de plages avec luma­chelles d'un lamellibranche, Area s eni lis, qui ceinturent les dunes rouges et constituent des cordons littoraux dans de très nom­breuses zones du Delta, et aussi dans différents points des Niayes et du lac Tanma, ou la mer formait alors des golfes.

La régression qui suivit, ou régression préflandrienne (Gri­maldien) , débuta certainement par une extension généralisée du régime des cuvettes sursalées ou se déposèrent en abondance des évaporites, chlorures et sulfates, et parmi ces derniers notamrnent du gypse. Puis pendant que cette régression se développait (glacia­tion würmienne) les mêmes conditions de sédimentation éolienne qui avaient joué à 1'Ogolien, se renouvelèrent, aussi bien dans 18 zone littorale (dunes externes ) que dans Ie Delta, mais les dunes

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sont de taille plus modeste (10-40 m) et Ie sable n'est pas rubéfié (sabIe jaune, jaune-gris ou brun ocracé) sauf quand il est repris aux dunes ouljiennes.

A vee la fin de la glaciation würmienne, Ie niveau de la mer remonta à nouveau, ce fut la transgression flandrienne dont Ie paroxysme, ou transgression dunkerquienne, paraît s'être élevé jusqu'à 1,50 m et peut-être 2 m, au-dessus du niveau marin actuel, et a joué un röle déterminant dans la morphologie et la pédogénèse du Delta et des Niayes.

4. Morphologie et milieux de pédogénèse du Delta du Sénégal

1) La morphologie du Delta fit, en 1954, l'objet d'une étude détaillée effectuée par ThrcART. Si actuellement Ie Sénégal gagne la mer par un estuaire, ce qui donne un aspect aberrant aux dépöts alluvionnaires situés en amont, au point qu'ils sont parfois désignés par l'expression «faux delta du Sénégal », il n'en fut pas de même lors de la transgression flandrienne pendant laquelle eet allu­vionnement se produisit, dans des conditons qui font de ces terrains un véritabIe delta.

TRrCART en a reconstitué l'histoire et la morphologie. C'était un delta digité - en «patte d'oie» - du même type que celui du Mississipi. 11 était formé d'un ensemble de bras et de lagunes, et séparé de l' océan par un cordon littoral que Ie fleuve coupait per­pendiculairement par plusieurs estuaires. Les eau x du fleuve et de ses défluents s'écoulaient entre des levées, sorte de digues natu­relles, qu'elles avaient construites en alluvionnant latéralement, c.-à-d. sur les marges ou la force vive du courant est moins forte. Entre les levées se trouvaient des lagunes dans lesquelles se dépo­saient soit une «slikke» d'origine marine, soit du limon d'origine fluviale.

Au cours des crues ces levées pouvaient être percées et les eaux du fleuve, pénétrant par les brêches dans les lagunes, y déposaient des alluvions sous forme de petits deltas, appelés par ThICART

«deltas de rupture» - sous entendu: de levées. Ces deltas de rupture occupent une place très importante dans tous les terrains aujourd'hui exondés du Delta du Sénégal. lis sont constitués par les mêmes éléments sableux ou sablo-limoneux que les levées; d'ailleurs ils se continuent parfois par de petites levées, établies par les eaux quand celles-ci traversaient la lagune pour rejoindre Ie cours du fleuve ou de ses défluents.

En somme les principaux éléments morphologiques de eet en­semble étaient : - les levées (assez hautes pour ne plus être recouvertes par les

cru es actuelles),

157

- les lagunes, - les deltas de rupture, - dans certaines zones, en bord ure des lagunes et des dunes, des

terrasses et des plages (ces dernières étant peuplées de nom­breux mollusques lamellibranches ou gastéropodes),

- enfin les bras du fleuve et de ses défluents et les bras morts.

A la même époque les vents remaniaient les dunes anciennes et en édifiaient de nouvelles. Dans ce schéma général, TRICART distin­gue deux parties : - Ie Nord et l'amont ou les apports du fleuve étaient plus abon­

dants, - Ie Sud (aujourd'hui système des défluents Lampsar et Kassak)

aux levées plus basses et comprenant de nombreux deltas de rupture.

nest certain que les palétuviers couvraient de grandes surfaces, Ie long des talwegs et dans les dépressions, soumettant ainsi Ie sol aux conditions spéciales de pédogénèse des mangroves.

Quand la mer se retira, à une époque récente, Ie fleuve devint incapable de franchir Ie cordon littoral, appelé aujourd'hui «la langue de Barbarie », et Ie longea pour rejoindre la mer beaucoup plus au sud. La dernière issue directe sur la mer, au niveau du lieu-dit «Les Maringouins », aurait été obstruée par les sables à la fin du 17e siècle ou au début du 18e• Ainsi Ie Sénégal est passé progressivement - et récemment - du régime deltaïque au régime d'estuaire et Ie Delta est bien I'reuvre de ce fleuve, comme l'Egypte est un don du Ni!.

2) Le départ de la mer entraîna les conséquences suivantes:

- Ie dessèchement des lagunes dans lesquelles subsista une salure résiduelle,

- l' exondation des mangroves qui provoqua, dans Ie domaine de la pédogénèse, les effets que nous commenterons plus bas,

- Ie remplacement de l'alluvionnement marin, à base de slikke, par l'alluvionnement fluvial à base de limon.

Ce dernier phénomène fut accentué par la construction succes­sive de deux barrages sur les défluents du Sénégal, construction destinée à constituer une réserve d'eau pour alimenter St. Louis; Ie premier barrage sur Ie Lampsar, à la hauteur de Makhana en 1880, Ie deuxième, en aval, sur Ie Djeuss, à Dakar-Bango en 1937.

Cependant pendant la saison sèche - c.-à-d. 8 mois sur 12 - la mer pénètre profondément dans Ie lit du Sénégal, au-delà de Richard Toll, sensiblement à 200 km de l'embouchure, entretenant latéralement la salure des terres par ses infiltrations, et au moment de la crue, les eaux douces refoulent les eaux salées dans les

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défluents du fleuve, contribuant encore à saler les terrains. En outre il existe dans tout Ie sous-sol du Delta une nappe salée, dont Ie niveau piézométrique s'établit sensiblement à la cote zéro, et dont la salure est en moyenne celle de la mer (36 g de chlorure par litre). Dans la partie du Delta, submergée grace aux barrages, cette salure subit des oscillations qui se manifestent en cours d'année d'une façon curieuse: la salure minima (15-18 g de chlorure par litre) apparaît en juin et Ie maximum de salure (40 g de chlorure par litre) en novembre, c.-à-d. à la période ou cette zone est pra­tiquement à son maximum d'inondation (observations de DUBOlS pendant les années 1957, 1958 et 1959).

Il est, enfin, un autre fait d'observation, relatif à la salure des terres, qui doit être mentionné : à la saison des pluies il se produit, dans certaines dépressions, des accumulations de chlorure de sodium et ce sel est récolté par la population locale afin d'être utilisé pour sa consommation.

3) La typologie des sols du Delta est étroitement soumise aux régimes qui ont dominé les milieux de pédogénèse et leur localisa­tion se trouve, tout naturellement, en relation étroite avec la dis­position des unités géomorphologiques, celles-ci constituent en effet Ie cadre géographique de ces régimes. N ous en donnons mainte­nant la liste avec les sols correspondants. a - Le régime halomorphe correspondant à deux unités géomor­

phologiques (fig. 2).

Fig. 2

Sol du Delta: delta de rup­ture sur sebkha.

On distingue nettement la dé­marcation entre les deux types de sédimentation: au-dessus alluvionnement sablo-limo­neux, au-dessous argile sali­fère. L'ensemble est très salé.

159

Les sebkhas

- Solontchaks (Aridisols, Orthids, Salorthids)

+ influence des eaux douces == Solontchaks-solonetz (en milieu moyennement sec: Aridisols, Argids, Natrargids; en milieu humide: Entisols, Udents, Hap­ludents natraquiques)

Hyposolontchaks (Entisols(*), Udents, Hapludents saliques).

Les levées fluviales et les deltas de rupture

- Solontchaks

- Solontchaks-solonetz

~ vide supra pour milieu humide et moyennement sec;

(

milieu sec (parties supérieures des levées et des deltas : Entisols, U sten ts, Natrustents).

+ influence des eaux douces == Hyposolon tchaks (vide supra) Sols faiblement humiques à gley (Entisols, Aquents, vide infra).

b - Le régime de delta (mangrove des artères fluviales et des lagunes)

- Sols à sulfates acides (Entisols, Aquents, Haplaquents ou Hydra­quents selon la teneur en matière organique)

- Evolution des sols précédents à l'air libre avec éventuellement submersion temporaire en eau douce: sols à sulfates acides à caractères atténués (Entisols, Udents, Hapludents aquiques), sols faiblement humiques à gley

- Evolution des mêmes sols en milieu halomorphe: Solontchaks, Solontchaks-solonetz, Hyposolontchaks.

c - Le régime de colmatage dans les anciennes lagunes, devenues des cuvettes, et dans les bras morts des défluents

- Colmatage par submersion périodique avec dominance du régime actuel (eau douce): sols alluviaux de colmatage (Enti­sols, Udents, Hapludents aquiques)

- Les mêmes sols que ci-dessus mais avec une composante héritée du régime ancien:

régime halomorphe: Solontchaks-solonetz, Hyposolontchaks régime de Delta: sols à sulfates acides à caractères atténués.

- Colmatage par submersion permanente ou subpermanente dans les bras morts des défluents :

(*) La conductivité de l'extrait salin ne permet pas de classer les sols du Delta et la plupart des sols des Niayes parmi les Inceptisols.

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colmatage de marigots (submersion subpermanente) : sols allu­viaux (EntisoIs, gley net: Aquents, Haplaquents; gley diffus: U dents, Hapludents aquiques).

idem, mais submersion plus prolongée: sols faiblement humi­ques à gley (EntisoIs, mais grande variété de types. Selon teneur en matière organique: Hydraquents ou Haplaquents; selon teneur en sable: Psammaquents, Quartzopsarrunents haplaquentiques)

submersion prolongée : sols humiques à gley - ou sols alluviaux humiques - (EntisoIs, Aquents, Hydraquents).

d - Régime dunaire ou complexe dune-plage - Régosols (appellation vernaculaire: dior. Entisols, Udents,

Psamments)

- Passage aux sols de colmatage : sols faiblement humiques à gley

- Passage au milieu halomorphe: Hyposolontchaks et Solon­tchaks-solonetz.

Comme on Ie voit, les types de sols, dont la gamme est très large, se regroupent d'une façon cohérente si l'on fait intervenir Ie cadre géomorphologique dans lequel s' est déroulée leur histoire.

Les sols de colmatage, et particulièrement de colmatage en cuvettes, conviennent Ie mieux à la culture du riz, qui tend à s' étendre dans Ie Delta. Les sols formés en régime halomorphe et de delta méritent une attention particulière et nous y reviendrons après avoir examiné les conditions naturelles de la zone des Niayes ou l' on retrouve également ces deux régimes.

5. Morphologie et milieux de pédogénèse de la zone des Niayes

1) Les niayes sont des {( dépressions interdunaires plus ou moins inondées» (fig. 3, et 4). Pour parfaire cette définition il faut ajouter que 1'eau d'inondation est douce. On peut distinguer trois goupes: - les niayes de la presqu'île du Cap Vert, - les niayes méridionales, de Kayar à M'Boro, - les niayes septentrionales, de M'Boro à St. Louis.

Les niayes méridionales sont les plus étendues et les plus typi­ques, au nord de M'Boro Ie régime halomorphe devient progressi­vement prédominant, les niayes du Cap Vert sont très dispersées et généralement de surface réduite.

La caractéristique de cette région réside dans la présence de nappes d' eau douce qui occupent les dépressions d'une façon tem­poraire ou permanente. Ces zones déprimées et inondées corres­pondent soit aux espaces interdunaires, et ce sont alors des dépres-

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Fig. 3 Une niaye en eau: niaye Dayré. En arrière plan, le front dWlaire.

sions fermées, soit à des bas-fonds de forme linéaire, anastomosés, à morphologie de talwegs, et qui représentent, dans les dunes internes constituant «l'erg ancien », les restes d'un ancien réseau hydrographique, héritage de périodes humides comme Ie fut I'Ouljien. La partie amont du lac Mékhé figure assez bien cette dernière disposition. Les dimensions des niayes varient de qu~l­ques hectares à plusieurs centaines d'hectares. Chaque année, à la saison des pluies, Ie niveau de l'eau s'élève dans les niayes et, en général, la variation de niveau entre la saison sèche et la saison des pluies est très marquée dans les petites niayes et dans celles qui sont éloignées de la mer. L'amplitude est beaucoup moins forte dans les grandes niayes . et dans les niayes proches de la mer. A ces pulsations annuelles se superpose un cycle pluriannuel, et pen­dant la forte sécheresse des années 1945-47 les plus grandes niayes furent réduites à quelques mares pen profondes.

On a pu relever en divers points, un comportement aberrant du plan d'eau qui implique l'intervention de facteurs encore non iden­tifiés et qui conduit à penser à une double alimentation des nappes - l'alimentation par la pluie restant, dans l'ensemble., la plus efficace - et à des variations locales d' écoulement ou de circulation des eaux.

162

2) Il n'existe des cartes topographiques au 1/ 5000oe que pour une petite partie de ces régions, et encore ne peut-on demander à ces documents les précisions d' ordre altimétrique qu'ils ne sont pas destinés à donner, alors qu'une différence de niveau d'une cinquan­taine de centimètres a pu décider de leur invasion ou non par la trans gres sion dunkerquienne. Au-delà du lac Mékhé, seule la carte au 1/ 20000oe a été établie et l'incertitude est donc encore plus grande. TI est certain que la transgression ouljienne (+6 m - +8 m) submergea les niayes, sans doute complètement. La transgression dunkerquienne envahit celles qui se trouvent à la cote la plus basse: ce sont dans les niayes méridionales, les niayes de M'Boro et de Betsabao, ainsi que probablement Ie lac M'Baouane et cer­tainement Ie lac Tanma - qui, comme nous allons Ie voir, n'est pas une vraie niaye. Dans les niayes septentrionales, d'altitude plus modeste dans l' ensemble que les méridionales, l'incursion marine du Dunkerquien fut plus envahissante et l'influence du régime halomorphe est plus marquée: en remontant vers St. Louis les terrains prennent progressivement l'aspect des zones salées du Delta, notamment au nord de Lompoul, mais cette région est beaucoup plus sèche et les niayes n'y sont pas typiques.

Fig. 4 Une niaye cultivée: niaye de Nidjana Siri en bordure du Taruna. Au premier plan, sol sablonneux de dune (dior). La partie centrale est cultivée en saison sèche. Au fond, végétation arbustive dont quelques palmiers (Elaeis guineensis, en ouolof: niaye) ont subsisté à gauche, dans la partie centrale.

163

3) Cependant les niayes méridionales offrent aussi des termes de transition très instructifs. a - Dans l'ensemble des niayes méridionales, Ie lac Tanma constitue une entité géographique originale par sa morphologie, la typologie de ses sols, son hydro­logie et ses manifestations de salure dont il est généreux. Le Tanma n'est pas une niaye - d'ailleurs en langage ouolof « tan,. est l'équivalent de l'arabe « sebkha,. - cependant il comporte en quelques points de son pourtour des niayes typiques. Une hypothèse (TESSIER) a fait du Tanma un ancien estuaire, avec des arguments valables, notamment la prolongation du lac par une importante dépression sous-marine, qui fait songer à un talweg fluvial. Mais, à eet estuaire il semble avoir manqué un fleuve, au moins au Quater­naire: sur tout Ie pourtour du lac la sédimentation locale et latérale est incomparablement plus développée que celle exercée par les quelques talwegs qui aboutissent au Tanma. Mais il est indiscutable qu'aux périodes de trans­gression du Quaternaire, et notamment au maximum de la transgression dunkerquienne, Ie Tanma constituait un goIfe.

On trouve, dans Ie sous-sol, des sables à Ostrea, et en surface des appareils littoraux avec des lumachelles d'Arca senilis. Enfin on a rencontré également dans Ie sous-sol, des restes de palétuviers. Actuellement Ie fond de la dépres­sion est à 1,40 m au-dessous du niveau de la mer, et toute sa partie centrale - qui se dessèche pendant une bonne partie de l'année - ainsi que les abords, se couvrent d'efflorescences et prennent l'aspect d'une sebkha; il existe certainement une couche salifère dans Ie sous-sol. Cependant les analyses faites sur les sols et surtout sur les eaux ont souvent montré, dans les bilans ioniques, une proportion notabIe d'ions SO 4- - et Mg++, (voir tableau 1).

Et voici la conclusion à laquelle nous conduit ce rapide examen du Tanma. Ce lac représente une zone inondée par la mer lors de la transgression dunker­quienne, mais elle n'a pas subi les submersions d'eau douce, que l'on ob serve détIls Ie Delta du Sénégal, et l'intervention de la nappe des niayes reste limitée à plusieurs secteurs du pourtour: dans de pareilles conditions on constate donc une prédominance du régime halomorphe, mais également une compo­sante caractéristique introduite par Ie régime d'estuaire (sols à sulfates acides des mangroves).

Tableau 1

Eau prélevée dans une zone de niaye en bordure du lac Tanma(*)

Anions CI­S04-­COaH­F-

Total

Cations Ca++ Mg++ Na+ K+

Total Extrait sec

Milligrammes

5480 4420 175

5

1000 1285 2050

4,5

16260

Milliéquivalents

160,0 92,0 5,8 0,3

258,1

50,0 106,0 89,2

0,1

245,3

(*) Analyse du BRGM, Dakar, 24.11.1961. N.B. - C'est en somme une eau chlorurée sodique et magnésienne et sulfatée magnésienne et calcique. On notera la présence du fluor, qui de temps à autre apparaît dans ces eaux, à l'état de traces ou à faible dose.

164

Effectivement quand on passe de la dépression aux petites niayes qui ':( aboutissent, et dès que les effets du salant sur les cultures ne sont plus a craindre, on voit apparaître des accidents de nutrition imputables à cette com­posante « sulfate acide )}. C'est d'ailleurs dans quelques unes de ces niayes que nous avons relevé en avril 1962, pour la première fois, des symptomes de déséquilibres de la nutrition dont l'origine exacte nous avait échappé alors que, nous confonnant aux idées de W ALLACE, nous avions attribués à un « complexe d'acidité» (voir plus loin). b - Parmi les niayes méridionales, après Ie Tanma, c'est la niaye centrale de M'Boro qui est la plus salée. Elle doit oette particularité au fait que, con­trairement aux autres niayes, elle communique directement avec la mer, et qu'elle se trouve à une cote assez basse, impossible à préciser d'ailleurs faute de renseignement. Mais cette niaye est incomparablement moins salée que la dépression du Tanma. On remarque de-ci, de-là, quelques tamarins, près desquels on a pu prélever des échantillons de terre ou d'eau faisant géné­ralement de 1-2 g de chlorures pour mille; l'eau d'un puits est parvenue à 6 g, mais les efflorescences salées sont inconnues. Par contre les accidents de nutrition du type «complexe d'acidité,. sont très fréquents, la teneur en sulfates solubles des sols et des eaux est assez élevée et enfin près de M'Boro­plage il existe encore quelques palétuviers. Comme les niayes de M'Boro sont très riches en eau, on peut conclure que Ie passage du lac salé (type sebkha) à la niaye se signale par une élimination du sel mais aussi par une accentuation relative de la composante «sulfate acide,.. c - Le lac Mékhé peut être considéré comme une niaye typique. Il comprend: - Ie lac proprement dit qui a la fonne d'un T majuscule, - Ie réseau hydrographique du marigot de Wangel, qui s'enfonce assez loin

en amont, - une dépression assez large qui réunit les deux.

Notre intention n'est pas d'étudier Ie détaiI de ces différentes' zones, mais seulement de situer les particularités remarquables de cette niaye. Le lac paraît se trouver sensiblement à la cote 6, c.-à-d. à une altitude bien supé­rieure au niveau Ie plus élevé atteint par la transgression dunkerquienne. Pourtant les accidents de nutrition de même nature qu'à M'Boro y sont très fréquents. Deuxième anomalie: dans Ie marigot de Wangel, donc à un niveau encore plus élevé (7, 8 ou 9 m) les manifestations salées sont nettes, bien qu'elles soient modérées et bien localisées; il est possible qu'elles soient d'ori­gine géologique, c.-à-d. continentales, car certains auteurs admettent la pré­sence de sel dans les couches éocènes aquifères qui alimentent en divers points ce marigot (horizon de N'Gazobil). On remarque en outre, un peu en amont des lacs (sensiblement au niveau de la route dite edes niayes ») quel­ques terra ins salés: il s'agit vraisemblablement d'une salure résiduelle héritée d'une ancienne sebkha ouljienne.

On voit donc apparaître dans les niayes typiques, comme celles du groupe du lac Mékhé, des phénomènes qui se rattachent au régime des sols de man­grove ou au régime halomorphe et qui ne peuvent pas s'expliquer par l'inter­vention de la transgression dunkerquienne. Si dans les niayes méridionales et les niayes septentrionales jusqu'à Lompoul, les manifestations de salure sont assez rares ou discrètes, par contre les accidents de nutrition du type c complexe d'acidité,. sont extrêmement fréquents.

d - Nous évoquerons enfin la présence, au sud des niayes méridionales, de deux lacs qui constituent, chacun dans son genre, des entités remarquables.

D'abord Ie lac M'Baouane, situé à proximité de Kayar, à une cote qui l'a rendu vraisemblablement accessible à la transgression dunkerquienne, se présente comme une grande dépression cratérifonne remplie d'eau douce. Ces rives sant très peu cultivées et les indices d'une toxicité sulfatée font donc défaut, mais aucune trace de salure n'est visible. Ce lac est relié à la mer par un chenal, ou quelques traces de salure apparaissent et ou l'on rencontre un témoin de mangrove. Si ce lac a été atteint par la transgression dunkerquienne, il a donc fallu que Ie lessivage par les eaux douces fût intense pour éliminer Ie sel.

Ensuite Ie lac Retba, plus au sud et bien plus grand que Ie lac M'Baouane, se trouve au-dessous du niveau de la mer (-2,40 m). L'eau est salée, un peu

165

moins que l'eau de mer semble-t-il; l'alimentation se fait aux dépens de l'océan par une sorte de goulet ensablé et qui n'atteint pas celui-ci mais dans lequel, à chaque marée haute on voit l'eau de mer ,s'écouler ';ers Ie lac. Vers Ie nord, une surface importante d'argiIes grises salifères et parfois thixotropiques, Ie prolonge et fonctionne comme un bassin d' évaporation. Le lac Retba est l'antithèse du lac M'Baouane; il représente certainement ce que fut, à diverses périodes, Ie Iac Tanma, et ses rives sont Ie domaine du régime halomorphe à l'état pur: c'est là son intérêt.

4) Les sols des Niayes

a - Les mouvements de 1'eau, et par conséquent 1'altitude relative des terrains, déterminent absolument la typologie des sols; dans les parties inondées domine Ie régime de l'hydromorphie. Les sols peuvent ainsi être répartis en trois groupes.

- Les sols sur dunes, désignés sous Ie terme vernaculaire de «dior », sont des régosols (Entisols : Psamments).

- Les sols dits de «romb» ou de «tierengal » (appellation ver­naculaire) situés sur des déclivités ou des plates-formes (sortes de terrasses) entre la dune et la niaye, quelquefois inondées quand la niaye s'emplit d'eau, plus souvent imbibées seulement par celle­ci. En surface on trouve un horizon sableux grisatre, témoignant d'un léger enrichissement en matière organique, souvent remanié par Ie vent, et épais de 0,70 m -1 m. Au-dessous, on passe à un horizon hydromorphe avec gley, dû à la présence plus ou moins prolongée de la nappe. Ce sont par conséquent des sols d'apport éolien, légèrement humifères, à hydromorphie partielle de profon­deur, c.-à-d. des sols légèrement humiques à gley (Psammaquents).

- Enfin les sols de niaye que nous allons examiner avec un peu plus d'attention.

b - Les sols de niaye

On rencontre à peu près partout une séquence, qui ya de l'eau libre permanente, quand elle existe dans la niaye, jusqu'aux sols de romb ou de tierengal.

Nous avons dénommé «sols inondés» les sols recouverts d'une lame d'eau relativement peu épaisse en période sèche (jusqu'à 0,50 m) et qui sont susceptibles de se trouver émergés à l' occasion d'un cycle pluriannuel sec.

Ils sont généralement couverts d'une végétation de typhas et de phragmites; on y trouve parfois des tourbières d'une cypéracée, Ie Pycreus mundtii et assez souvent des peuplements réduits de nénuphars.

Les sols marécageux ou «palustres»

Ce sont des sols à hydromorphie totale et à excès d'humidité

166

pennanent car pendant la partie de I'année au cours de laquelle ils ne sont pas recouverts d'eau, ils en restent cependant imbihés. lIs sont de couleur noire ou foncée, riches en matière organique, souvent légèrement tourbeux et à pH acide. Leur texture est sahlonneuse, mais dans certains secteurs un colmatage d'origine alluviale a pu localement les enrichir en limon ou en argile. Ce sont des sols humiques à gley (Umbraquepts, parfois Umbraquepts histiques; Hydraquents si l' excès de saturation présente dans les conditions conventionnelles une conductivité supérieure à 1 mmho). La végétation spontanée est sensiblement la même que dans Ie cas précédent.

Les sols de niaye proprement dits (profil M'Boro 44 et fig. 5)

lls correspondent aux terrains inondés en saison des pluies, mais qui sont lihérés au début de la saison sèche et ou I'on peut alors entreprendre des cultures dites «de déctue». Ce sont des sols à hydromorphie totale, à horizon supérieur humifère, et non tour­heux, noir ou gris-noir; sur tout Ie profil la texture est sablonneuse et Ie pH acide. Ce wnt également des sols humiques à gley. La pennanence, ou tout au moins la fréquence de la culture, a sup-

Fig. 5 Sol de niaye. Sable fin plus ou moins limoneux et humifère sur 0,40 m sable limoneux au-dessous. La nappe est sensiblement à 1 m en saison sèche.

167

primé la végétation naturelle, qui est remplacée par des graminées anthropiques (Imperata cylindrica, Chloris gayana).

Entre ces types principaux, de même qu'entre les sols de niayes et les sols de tierengal, il existe des termes de transit i on dont les aptitudes culturales sont intermédiaires et qui peuvent occuper des surfaces assez importantes.

Profil M'Boro 44

Relevé : Pereira Barreto. Localisation : entre la niaye de Thiompou et les niayes de M'Boro. Relief: dépression fermée, tronçon d'ancien talweg. Classification: sol humifère (sol de Niaye proprement dit).

Description morphologique

Horizon 1 0-30 cm

Gris à gris-brun très foncé, avec des taches brun-rouille - très humifère -sablo-argileux - structure à tendance grumeleuse - cohésion moyenne à forte. Horizon 2 30-50 cm

Erun à brun-gris foncé à très foncé, avec des taches grises et rouille -sableux - structure fondue - plus ou moins tassé.

Horizon 3 50-90 cm Gris à gris-brun, avec des taches jaune verdatre et rouille - sableux -humide, nappe à 90 cm.

Tableau 2

Données analytiques du profil M'Boro 44 Analyses du Centre ORSTOM, fIahn (Sénégal)

Hor. Fractions granulométriques Mat. C N GIN pH en % de la terre fine org.

Argile Limon Sable Sable fin grosso % %0 %0

1 16,5 9,5 52,6 12,6 8,47 48,7 3,18 15,3 3,6 2 2 3 54,3 36,7 3,96 23 0,97 23,7 4,2 3 2,6 69,3 26,1 2,04 11,8 0,54 21,9 4,8

Hor. Gomplexe adsorbant 'en méq. Fe tot. Cl pour 100 g de terre fine

Ca Mg K Na S T V %0 mg/%

1 0,8 0,6 0,3 Ö,15 1,85 17,3 11 98,6 17 2 33,6 3 0,4 0,1 0,05 0,05 0,6 4 51 33

N.B. - On remarquera la teneur en argile un peu élevée pour un sol de niaye et due à un colmatage alluvial. A noter également Ie pH très acide, Ie faible degré de saturation du complexe, la proportion dans Ie complexe de Mg+Na.

168

5) Nous ajouterons, pour terminer ces caractéristiques générales sur la pédogénèse des niayes, deux précisions.

Les accumulations de tourbe ne sont pas exceptionnelles. Mme RAYNAL a décrit les tourbières à Pycreus mundtii et nous repar­lerons un peu plus loin de ce groupement végétal. D'autre part, J. H. DURAND a signalé des couches de tourbe fossile dans les niayes septentrionales.

Enfin les sols et surtout les eaux peuvent être très acides. Le pH peut descendre couramment à 3,5, dans des sols pauvres en matière organique et atteindre parfois 2,5 !

6. Les milieux de pédogénèse toxiques de la partie septentrionale du littoral sénégalais

1) Ces sols de niaye et les sols de colmatage du Delta représentent les unités pédologiques qui conviennent Ie mieux à la culture, culture maraÎchère dans les niayes, culture du riz dans Ie Delta. TIs correspondent les uns et les autres à deux régimes de pédogénèse: Ie régime hydromorphe avec submersion naturelle dans les niayes, Ie régime de colmatage avec submersion dirigée dans Ie Delta. Mais cette pédogénèse est récente. TI y a peu de temps, deux autres régimes de pédogénèse s'exerçaient dans ces mêmes zones, l'un inté­resse encore de grandes surfaces, Ie régime halomorphe, l'autre n'est repré­senté que par quelques témoins, Ie régime des deltas et des estuaires à mangroves, et souvent ces deux régimes se sont superposés, admettant une résultante commune. Dans les sols actuellement cultivés, ou considérés comme cultivables, ces régimes ont laissé des séquelles qui associent à la pédogénèse actuelle une c composante toxique », souvent passée inaperçue, mais dont les effets se traduisent par une réduction notabie des aptitudes culturales des sols: nous ne reprendrons pas ici tous les aspects de la question des sols salés et à sulfates acides dans cette partie du Sénégal, nous voulons simple­ment situ er ces deux régimes de pédogénèse, indiquer leurs conséquences présentes et signaIer les incertitudes qu'on aimerait bien voir lever à leur sujet.

2) Le régime halomorphe

a - Origine de la salure On peut admettre dans cette reglOn quatre ongines possibles,

mais d'efficacité bien différente, de la salure des sols ou des eaux phréatiques: contact avec des affieurements géologiques anté­quaternaires salifères, pédogénèse en rapport avec des formations Iagunaires d'àge quaternaire, infiltration actuelle de l'eau de mer; reprise des boues salées par Ia sédimentation éolienne.

- Le premier régime ne paraît jouer qu'assez rarement, dans cette partie du Sénégal tout au moins. Nous l'avons signalé à propos de quelques passages salés du marigot de Wangel: Ie sel viendrait des couches de la série de N'Gazobil. D'autres niveaux de l'Yprésien sont susceptibles aussi d'être salés (marnes), cependant ils ont pu l'être non pas d'une façon congénitale, mais par contact avec Ie Quaternaire salifère. Diverses manifestations salées, de caractère ponctuel d'ailleurs, que l'on relève dans certaines niayes (Motass) pourraient peut-être s'expliquer par cette origine. - Les formations lagunaires quaternaires ont joué par contre un röle important dans la salure des terres et continuent à exercer

169

leur influence. Elles se sont constituées soit dans les zones atteintes par Ie paroxysme des transgressions ouljienne et dunkerquienne, soit à l'époque du retrait de la mer. C'est certainement dans cette dernière phase qu'elles ont pris Ie plus d'ampleur. Il est peu pro­bable en effet que la régression se produisit brusquement, entraî­nant définitivement ·le retrait de la mer, i1 est plus vraisemblable au contraire que la mer envahit à nouveau périodiquement les lagunes, séparées d'elle entre-temps par un cordon littoral, donc transformées en marais-salants, et dans lesquelles s'accumulèrent ainsi chlorures et sulfates. La zone située au nord-est du lac Retba, et occupée par des argiles salifères, représente assez bien les condi­tions d'un tel milieu. Après Ie retrait de la mer, ces lagunes offraient sans doute sensiblement Ie même aspect que les sebkhas d'Afrique du Nord, en notant tout de même que dans celles-ci Ie sel est d' origine continentale (affleurements géologiques salifères) et se trouve amené dans ces dépressions par les cours d'eau, tandis qua sur Ie ~ttoral sénégalais il est d'origine marine. A partir de ce stade, ces sebkhas ont pu subir deux types différents d'évolution.

Dans les sebkhas résultant de la transgression ouljienne (phase transgressive et phase régressive du Grimaldien), la pluie procéda à un certain lava ge des terrains, entraînant partiellement les sels les plus solubles, les chlorures par conséquent, et provoquant une concentration relative des sulfates, du gypse notamment. Effective­ment, on trouve souvent dans les argiles salées de petites cristallisa­tions de gypse se présentant sous forme de «roses de sable» de la dimension d'un ongle (sebkhas . de 1'Erg ouljien voisines du Delta).

Par contre les dépressions qui furent réoccupées par la mer dunkerquienne, furent peuplées par la mangrove, et après leur exondation, i1 s'y produisit, en même temps qu'un lessivage sélectif et partiel . des chlorures, une évolution des sulfures des sols de mangrove, aboutissant à la formation de sulfates acides. Ainsi les deux composantes toxiques coexistent et les eaux phréatiques de ces, terrains, de même que les bilans ioniques des extraits hydri­ques des sols, montrent des teneurs élevées de chlorures et de sulfates. Il est commun d'ailleurs de déceler des doses correspon­dantes, exprimées en milliéquivalents, d'ions S04-- et Mg++ ce qui laisse penser que les sulfates se trouvent à 1'état de sulfate de magnésium (profil III b 2). L'abondance du magnésium n'est pas un fait surprenant, car dans les estuaires Ie cation coagulant est beaucoup plus souvent Ie magnésium que Ie sodium et il a ten­dance à rester fixé sur les micelles argileuses. En outre, nous verrons plus loin que l' on est amené à envisager une néoformation de gypse à partir de la réaction des sulfates acides sur Ie calcaire

170

or.

C

~r.

Profil mb2

Localisation: Delta du Sénégal. Classification: sol sur ancienne sebkha, avec composante c sulfates acides-. V égétation: aucune végétation (efflorescences salines sur tout Ie profil, dans

la tranchée concrétions périracinaires en profondeur ).

Description morphologique

Horizon A 0-5/8 cm

Homogène - brun-gris (10 YR 4/3) - argile limoneuse - structure feuilletée - . porosité faible - efflorescences salines.

Horizon AC 5/8-35 cm Couleur hétérogène : gris et rouge - argile limoneuse - structure polyédri­que grossière à tendance prismatique - porosité faible.

Horizon C 35-+120 cm Couleur hétérogène: gris et rouge - argile limoneuse (veines de sable à 70 cm) - structure prismatique grossière.

Tableau 3

Données analytiques du profil mb 2

Analyses du Laboratoire de Pédologie de la SCET -COOP .

Fractions granulométriques Mat. C N C/N Cl P20 5 en % de la terre fine org.

Argile Limon Liman Sable Sable

Ca

7,79 4,4 1,63

fin grossier fin grossier % % % % mg/% %0

47 21 20 11 1 1,17 0,68 0,066 10 0,072 51 24 18 7 <1 1,08 0,63 0,052 12 411,25 0,066 43 7 25 4 1 0,69 0,40 0,031 13 362,5 0,063

Complexe adsorbant en méq. C.E. % Res. Cations Anions pour 100 g de terre fine mmhos Sat. sec. en méq./l en méq./l

cc. g/%o

Mg K Na S T Ca+ + Mg++ Na+ K + SO,-- Cl-

8,63 0,72 5,80 22,94 17,35 31,15 53 34,25 36,79 190,24 258,5 3,5 175,95 327,5 8,59 0,56 6,22 19,77 17,62 37,97 59 40,50 31,47 207,24 362,5 3,3 208,14 411,25

5,48 0,57 7,67 15,35 17,36 31,39 67 27,75 15,51 77,91 297,5 3,2 55,79 362,5

Commentaire

On remarquera d'abord la place que prennent Ie magnésium et Ie sodium dans Ie complexe, elle augmente dans les horizons moyen et profond. L'extrait de saturation montre des teneurs élevées en Cl- et en N a+, mais aussi en 80, = et en Mg++, on notera en outre les proportions très voisines des milliéquivalents de 80,= et de Mg++ en A et en C, ces proportions sont sensiblement égales en AC. Enfin, comme dans beaucoup de sols salés, une partie des cations solubles est dosée avec les cations échangeables d'ou S> T pour A et AC.

des coquilles de mollusques marins (Delta du 8énégaI). Le Tanma est un excellent exemple de ce milieu: quoique Ie salant soit sur­tout apparent à première vue, les proportions d'ions 804- - et

171

pH

ffiO

6 4,2 4

COsH-

3,12 2,37 1,75

Mg++ sont souvent élevées dans les sols et les eaux phréatiques (tableau 1). Il en est de même pour les dernières dépressions des niayes septentrionales et pour certaines cuvettes salées du Delta.

Bien que leurs conditions de dép&t soient différentes des terrains de sebkhas, on peut rapprocher de ceux-ci les levées fluviales et les deltas de rupture édifiés lors de la transgression dunkerquienne dans Ie Delta, car leur salure est très élevée. Ces forma ti ons sont constituées de sable fin, fréquemment limoneux ou argileux, qui est imprégné de chlorures - tout en étant riches aussi en ions S04-- et Mg++. En effet la sédimentation s'est effectuée dans l'eau saumatre, et Ie sel s'est fixé sur les particules qui décantaient. L'altitude de ces dépots est suffisante pour les mettre à l'abri d'un lavage par les crues du fleuve et, comme l'a montré TRICART,

l'évolution du sel s'y produit souvent en «circuit fermé»: à la saison des pluies on voit disparaître les effiorescences salines qui recouvrent ces terrains, Ie sel est entraîné dans Ie sous-sol, mais pas très loin, car la profondeur mouillée dépasse rarement 0,50 m ou 0,70 m, et l'évaporation de la saison sèche ramène Ie sel en sur­face. Une certaine proportion de ces seIs solubles, entraînée par Ie ruissellement, va cependant dans les cuvettes.

- Sauf dans des cas comme celui du lac Retba, les infiltrations d' eau de mer interviennent peu dans les niayes, par contre elles exercent une influence marquée dans Ie Delta ou elles utilisent Ie lit du Sénégal, qui a été surcreusé lors des phases de régression, et elles remontent ainsi très loin vers l'amont, entre Richard Toll et Dagana. Nous avons relaté qu'elles sont refoulées par la crue dans les défluents, ce qui contribue à étendre leur action.

On peut rattacher au même mécanisme l'influence de la nappe phréatique du Delta: comme elle atteint couramment un degré de salure très voisin de celui de la mer, il est permis de supposer qu'elle en est alimentée par les infiltrations. Nous avons donné un peu plus haut quelques indications à propos du comportement de cette nappe.

- Enfin TRICART a montré que dans Ie Delta du Sénégal et en Mauritanie, Ie vent procède à une reprise des boues salées, quand elles sont sèches, et peut les accumuler dans certaines zones, créant ainsi localement des conditions de pédogénèse halomorphe .

. b - A partir de ces milieux halomorphes, dus à l'héritage du passé, jusqu'aux niayes d'une part, et aux cuvettes de décantation du Delta d'autre part, il existe toute une gamme de sols plus ou moins salés. Mals la composante toxique halomorphe ne s'y montre d'une intensité assez constante que dans les cas extrêmes; comme dans la plupart des terrains salés situés dans une situation marginale, la

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salure varie dans Ie courant de l'année, pouvant atteindre à cer­taines époques des teneurs capables de gêner ou de détruire les cultures: c'est Ie phénomène bien connu «du dynanisme du salant »

que nous avons eu l' occasion de décrire, il y a plusieurs années, en Mrique du Nord.

Ces mouvements du salant sont provoqués par l'eau: pluie, inondations, oscillations de la nappe, et aussi par la texture, et Ie comportement du sol en présence de l'eau et de l'insolation. Nous avons observé à ce propos, dans Ie Delta, des comportements assez curieux des sols de colmatage, mais nous ne pouvons nous étendre ici sur ce sujet.

Si les migrations du salant introduisent dans Ie milieu une varia bIe qui modifie sa toxicité avec Ie temps, une autre cause d'incertitude réside dans la nature elle-même du salant. L'expres­sion du degré de salure en chlorure de sodium ne vaut que pour une salure d'origine marine et actuelle. Dès que ron est en pré.­sence d'une salure marine ancienne, ou d'une salure d'origine géo­logique, Ie chlorure de sodium n'est plus, régulièrement, l'élément toxique nettement prépondérant et sur la teneur duquel il faut se baser pour déterminer la toxicité du milieu. A cöté du chlorure de sodium existent d'autres composés dont certains, comme Ie gypse, diminuent l'effet toxique et d'autres, comme Ie chlorure de magnésium l'augmentent au contraire dans de fortes proportions : en somme les sels qui sont associés au chlorure de sodium peuvent exercer un röle toxique ou antitoxique, dont l'intensité dépend de leur nature et de leur concentration. Or, nous avons déjà signalé que les eau x phréatiques et les extraits hydriques des sols halomorphes présentent dans les niayes comme dans Ie Delta, à cöté des ions CI- et Na+, une proportion notabIe d'ions S0'4-- et Mg++.

TI devient par conséquent diffici1e de préciser un degré de salure à partir duquel telle ou telle culture doit être déconseillée. Nous indiquerons très rapidement comment nous avons tourné cet obstacle en l'absence de moyens durables d'observation, tels que réseau de piézomètres, prélèvements périodi­ques, etc. Si nous considérons un milieu donné. soumis à un salant d'une certaine nature (chlorurée-sodique, chlorurée-magnésienne avec ou sans sul­fate de magnésium, etc.) on peut concevoir malgré les variations du degré et de la nature du salant, que la toxicité du milieu présente deux caractéristiques repères: - la toxicité moyenne globale développée par Ie régime dominant du type de salure régional ou local, - le potentiel maximum de salure représentant Ie risque également maxi­mum, pour la culture envisagée, dans un terrain dont la salure moyenne est compatible avec celle-ci. L'idéal est évidemment de connaître, à son sujet, son degré de salure, la fréquence à laquelle il se répète et l'époque d~ ses apparitions.

Le caractère complexe et mouvant de la salure obligerait à des controles chimiques multipIes, si l'on voulait définir les normes des milieux salés uni­quement par cette voie, tandis que la végétation spontanée donne une idée d'ensemble de la salure; dans Ie cas très fréquent ou des tendances variées se succèdent sur Ie même terrain la végétation indique Ie régime dominant.

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La toxicité moyenne globale est indiquée avec une approximation satis­faisante par Ie groupe écologique: on parvient en effet, grace à l' observation, à constituer une échelle de milieux salés dont chaque degré est représenté par une ou plusieurs espèces végétales, tolérantes au sel ou halophiles, et il suffit de déterminer les espèces offrant à l'hostilité du milieu une résistance du même ordre que la culture considérée. Nous avons ainsi établi deux séquences d'espèces indicatrices, l'une pour les niayes, l'autre pour Ie Delta; cette dernière comportait 9 degrés et la limite de la culture du riz se situait au degré 4, représenté par Sporobolus spicatus.

Le potentiel maximum de salure doit être apprécié par Ie pédologue qui, en l'occurrence, s'appuie surtout sur l'environnement: proximité de terrains très salés, relations topographiques (altitude relative), profondeur et salure des eaux phréatiques etc. En effet, beaucoup d'espèces indicatrices occupent Ie sol énergiquement et tolèrent assez faci1ement des modifications, de durée limitée, des conditions écoIogiques qui leur conviennent: elles peuvent, par exemple, fort bien résister à une augmentation passagère de la salure qui ferait disparaître une culture, d'ou la nécessité de recourir à d'autres critères.

TI est ainsi nécessaire de faire intervenir, dans l'interpréta1;ion des espèces indicatrices, des correctifs divers que nous ne pouvons développer icL

Enfin les analyses chimiques fournissent un controle des observations phytosociologiques, pédoIogiques et hydrogéologiques, à condition cependant de bien se rappeler, quand elles ne sont pas répétées à intervalles suffisants aux mêmes points, qu'elles ne représentent qu'un aspect d'une évolution.

c - On peut se demander comment, à 1'époque présente, la salure évolue naturellement.

Dans les niayes méridionales il paraît vraisemblable qu'elle s'at-ténue progressivement sauf dans les cas suivants :

salure due à des terrains antéquatern.aires, situations analogues au lac Retba (réalimentation constante par la mer), lac Tanma ou elle semble bien évoluer en circuit fermé.

Dans les niayes septentrionales 1'évolution serait de même nature jusqu'à la niaye de Lompoul, plus au nord Ie régime du «circuit fermé» est très probable.

Dans Ie Delta il faut semble-t-il distinguer aussi plusieurs cas:

- les sebkhas les plus élevées, épargnées par la transgression dunkerquienne: la salure peut diminuer très lentement, sous l'in­fluence de la pluie, quand ces dépressions ont un éxutoire par ou les eaux de ruissellement peuvent s'éliminer, sinon c'est encore Ie régime du «circuit fermé»; - les cuvettes périodiquement inondées: la proportion de sel · en­traînée par Ie ruissellement à partir des levées et des deltas de rupture est évacuée vers la mer, mais elle est remplacée par les infiltrations de la mer ainsi que par la diffusion à partir de la nappe, et dans l' ensemble les gains et les pertes paraissent s' équi­librer;

--:- les dépressions en rapport avec l' estuaire du Sénégal: les infil .. trations de la mer contribuent certainement à augmenter la salure.

Si 1'on voulait diminuer la salure <jes terres du Delta, il fa\1ch-ait tenir compte de ces tendances naturelles : ainsi dans la vallée du

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Sénégal, à Richard Toll en amont du Delta, il a fallu combiner irrigations et drainages pour dessaier les terres et y maintenir la culture du riz.

3) Le régime de delta ou d' estuaire

a - Ce régime est caractérisé par la présence de mangroves, an­ciennes ou actuelles, et par les conséquences qui en résultent quant à la nature des sols. L' existence des mangroves sur les terrains intéressés par la transgression dunkerquienne n' est pas une hypo­thèse mais une certitude. Ces groupements végétaux occupèrent de vastes surfaces dans Ie Delta, et furent relativement moins étendus dans les niayes. Dans les niayes méridionales quelques témoins subsistent : à Canbérène, à Kayar, à M'Boro, les palétu­viers sont encore vivants, dans Ie sous-sol du Tanma on retrouve des troncs morts. Dans l'estuaire du Sénégal, jusqu'au barrage de Dakar-Bango on rencontre des peuplements d'Avicennia entre­eoupés de bancs de vase qui sont recouverts de Paspalum vagina­tum (graminée) et de phragmites (fig. 6). Enfin nous avons retrouvé dans la cuvette de Makhana, quelques Avicennia vivants (fig. 7) et cette constatation est édifiante : elle laisse penser en effet que la mangrove bordait les défluents du Sénégal jusqu'à ce que les barrages, destinés à assurer la submersion des cuvettes, fussent

Fig. 6

Mangrove actuelle dans l'estuaire du Sénégal (Avicennia nitida):

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Fig. 7 Avicennia c relique lt dans la cuvette de Makhana soumise aujourd'hui à un régime de submersion temporaire par l'eau douce, avec lequel est en équilibre la végétation graminéenne.

construits. La cuvette de Makhana a été submergée par l'eau douce à dater de la construction du barrage Dakar-Bango (1937) et, depuis, la mangrove a été remplacée dans les terrains qu' elle occu­pait, si l' on s'en remet à leur altitude, par une association typha­phragmites ou les typhas dominent. En amont du barrage de Makhana (1880) les palétuviers ont complètement disparu et, dans les mêmes conditions écologiques, on trouve des peuplements de typhas denses et étendus.

Les mangroves créent des conditions de pédogénèse très particulières et que l'on commence à bien connaître. En milieu inondé et salé, la putréfaction des racines de palétuviers produit de 1'hydrogène sulfuré qui se combine prin­cipalement au fer et forme dies sulfures et des polysulfures. Si Ie sol est exondé, ces composés s'oxydent en donnant des sulfates acides de fer, ou un mélange de sulfate basique et d'acide sulfurique. Cette oxydation marque Ie début de l' évolution des sols de mangrove et elle est plus rapide dans les sols les plus perméables à 1'air (limoneux ou sablonneux) ou généralement dominent, parmi les autres espèces de la mangrove, les Avicennia - c'est Ie genre Ie plus répandu dans Ie Delta du Sénégal. Puis Ie pH devient moins acide. Si, dans la mangrove, 1'acidité augmente avec la profondeur, dans les sols de cette formation qui ont évolué, un horizon alcalin apparaît soit à la base, soit dans la partie moyenne des profils: il est possible que cette alcalinisation soit due à la présence de coquilles de mollusques marins ou saumatres. D'après les observations faites dans d'autres pays - les terres à mangrove actuelle ou fossile n'ont pas été étudiées systématiquement au Sénégal - 1'évolution des sols est complète en une trentaine d'années et les pH atteignent alors 6 en surface, et 8 en profondeur.

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Dans Ie Delta du Sénégal, les sols qui ont vraisemblablement porté des mangroves, montrent, aux différents niveaux de leur profil, une gamme de pH assez large: de 4,5 à 8,5. Ils sont surtout remarquables par la teneur relativement élevée en ions S04-- et Mg++ de leur extrait hydrique : il semble que, pour Ie moment, ces caractères chimiques soient Ie meilleur indice de la «composante sulfates acides ». En outre, quand on trouve, à leur base, des co­quilles de molIusques, celIes-ci, ou leurs fragments, sont souvent cimentés par des cristaux de gypse, assez purs, transparents et assez gros (jusqu'à 1 cm de coté); cette cristalIisation est bien dif­férente des roses de sable présentes dans les dépots de sebkha, qui contiennent toujours beaucoup d'impuretés (sabIe, argile). Nous pensons qu'll s'agit d'un gypse de néoformation, produit par l'action de l'acide sulfurique sur Ie calcaire des coquilles. Quant à l'alcalinité de certains pH, il est permis d'y voir une influence des ions magnésium: on sait en effet que si Ie milieu devient alcalin, Ie magnésium tend à élever Ie pH plus que ne Ie fait Ie calcium. D'autre part, il est certain que, dans beaucoup de cas, l'action du sodium s'ajoute dans ce sens à celle du magnésium: l'ion sodium est en effet présent dans l'extrait hydrique et sur Ie complexe, et souvent sa teneur y est élevée.

Enfin l'ion chlore est également présent, en proportion plus ou moins forte. Les sols de mangrove en évolution sont donc à la fois sulfatés-acides et chlorurés. Les sulfates acides sont partielle­ment salifiés d'une façon courante par Ie magnésium ou Ie ier, mais peuvent l'être aussi dans une certaine proportion par l'alu­minium et Ie manganèse.

Nous n'avons pas visité Ie littoral méridional du Sénégal, mais nous avons examiné des analyses de sols provenant de la Casa­mance et du Bao-Bolon: des teneurs élevées à la fois en CI- , S04-- et Mg++ sont fréquentes. En fait, il est logique de penser que les mêmes conditions écologiques et pédologiques se sont reproduites dans toutes les zones submergées par la transgression dunkerquienne, c.-à-d. dans les terrains compris entre Ie niveau actuel de la mer et la cote +1,5 ou +2. b - Comment se comportent les cultures dans de tels sols? Dans Ie Delta les cultures autres que Ie riz sont rares et restent can­tonnées sur les déclivités sableuses des anciennes plages. Une cul­ture de tomates que nous avons visitée, dans un bas-fond humide, en amont du barrage de Makhana ne portait pas une feuille exempte de symptomes de mauvaise nutrition, symptome que nous avons relevé dans les niayes quelques années avant et que nous avions attribué au «complexe d'acidité » (voir plus bas).

TI est bien connu que Ie riz est une plante rustique et résistante

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aux diverses formes d'hostilité du milieu, c'est elle qui est nor­malement cultivée sur les anciennes mangroves récupérées. Dans Ie Delta, les rendements sont en général faibIes, et on attribue Ie fait à la salure et aux difficultés d'assurer une bonne submersion. Mais il n'est pas interdit de penser que les sulfates acides sont parfois aussi capables d'agir.

c - Le complexe d'acidité

Le même paléomilieu à mangrove s' est installé dans les zones des niayes qui furent envahies par la transgression dunkerquienne. En fait nous avions décelé, lors d'une étude des niayes méridionales en 1962, les symptomes d'un accident de nutrition très répandu, aussi bien dans les niayes basses que hautes - ces dernières n'ayant pas été atteintes par la transgression dunkerquienne - et d'ailleurs nous n'avions pas à l'époque évoqué une relation entre ce déséquilibre de la nutrition et les anciens sols de mangrove. Il ne semble pas que cette observation ait été relevée avant notre passage, alors que de nombreuses remarques avaient été consignées sur les échecs des cultures pratiquées ou essayées dans les niayes, et il nous fût d'ailleurs reproché d'être «intoxiqué par la mysti­que de la toxicité ». Nous avions décrits ces symptomes comme ceux d'un «accident de nutrition» dû à un «complexe d'acidité lt.

On sait que Ie premier diagnostic d'un accident de nutrition repose souvent sur des présomptions, voire sur des impressions. Le péodologue a l'intuition que la nutrition est anormale, il enregistre parfois des symptOmes négatifs: - . l'é:bsence de certaines plantes spontanées (les légumineuses par exemple) alors qu'apparemment rien ne s'oppose à leur développement; - la désaffection des agriculteurs pour certaines cultures qui, techniquement et économiquent paraîtraient indiquées.

On est alors conduit à l'hypothèse d'une sélection des espèces naturelles, ou des cultures, imposée par les conditions du milieu.

Les symptomes positifs ne sont pas exactement ceux - d'un manque total de fertilité ou, si l'on préfère, d'une stérilité du sol provenant d'un manque généralisé d'éléments indispensables aux végétaux, - d'une toxicité, - d'une carence.

Dans les zones cultivées, ces symptomes sont Ie plus souvent : - une faiblesse générale des rendements qui va, pour certaines cultures jusqu'à un arrêt de la végétation dans les premiers stades de la croissance, et qui entraîne la suppression des rendements; - des phénomènes de rachitisme : la plante présente des dimensions sous­normales (différenee avec Ie nanisme) mais elle continue à se développer lentement (différenee avec Ie dépérissement); - des dépérissements (arrêt de la croissanee, puis étiolement); - Ie nanisme (dimensions très réduites, mais la plante peut fructifier); - des symptomes foliaires souvent peu caractéristiques (décoloration ou

chloroses, colorations anormales, déformations); - des lésions d'organes (brûlures des feuilles et des tiges, chute des fleurs ou des bourgeons floraux, avortement des autres bourgeons, nécroses).

Beaucoup de ces symptomes sont eeux d'une stérilité parlielle, d'une carenee ou d'une toxicité. Le diagnostic c accident de nutrition» est done prudent et

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prOVlSOlI'e, i1 indique que, . d'une façon certaine, la nutrition est troublé~ mais que la cause exacte de cette anomalie reste à déterminer avec précision. En effet, un examen du milieu montre souvent que plusieurs agents sont suspects ou capables d'intervenir, mais sou vent aussi dans ces cas, l'un d>entre eux, Ie ·priI.lcipal, amène Ie végétal à la limite de son équilibre phy­siologique et, dès qu'un facteur secondaire ajoute son action, Ie déséquilibre de la nutrition apparaît avec les symptomes de ce facteur, alors que s'il agis­sait seul, celui-ci serait incapable de causer des accidents sérieux. Les terrains salés fournissent des exemples remarquables de troubles de cette nature: alors que les chlorures constituent l'agent toxique principal, souvent leurs ~ymptomes spécifiques n'apparaissent pas tandis que les végétaux portent les traces d'un excès d'humidité ou d'un manque d'azote. TI convient en outre de se méfier des viroses et de l'intervention de certains parasites (anguillules) qui peuvent produire des dégäts assez analogues.

Dans les niayes méridionales, les symptomes que nous avions relevés, Ie furent dans des sols exempts de salure. Leu~ gamme était complète.

Chou: nanisme et avortement du bourgeon terminal (fig. 8 et 9)

Aubergine: nanisme et symptomes foliaires Tomate: rachitisme, symptomes puis lésions foliaires, et enfin dépérissement Pomme de terre: rachitisme, fragilité anormale des feuilles et des tiges

Maïs: nanisme (fig. 10), chlorose et brûlure des feuilles Patate douce: rougissement des feuilles, brûlure de l'extrémité dulimbe Carotte: rougissement des feuilIes

Fig. 8

Effet du «complexe d'acidité JO:

nanisme sur chou.

Seul Ie chou situé sensible­ment au centre de la photo (se rangée, 3e plant en partant du bas à droite) a atteint une taille presque normale, les autres ne grossiront plus: leur pomme est déjà ferme.

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Fig. 9 Effet du " complexe d'acidité ,. : avortement du bourgeon terminal du chou. Premier chou à gauche et Ie plant suivant en bordure du sentier (Niaye de Keroun Ker).

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Fig. 10

Effet du " complexe d'aci,dité ,. : nanisme sur maïs.

L' échelle est donnée par Ie piochon dont Ie manche fait 0,20 m de longueur. Le plant de maïs ne grandira plus: il porte une inflorescence male; évidemment aucun binage n'a été effectué, mais dans les mêmes conditions, des plants voisins situés hors de la zone toxique avaient atteint une taille normale.

- Bananier : jaunissement des feuilles et plage brun-noir sur les jeunes plants

- Papayer: brûlure périphérique du limbe - Cocotier: brûlure du limbe des jeunes plants, jaunissement des

feuilles des arbres adult es - Casuarina: jaunissement et dessèchement des feuilles dans la

partie médiane des jeunes branches.

N ous notions également des symptomes sur deux espèces spon­tanées: Ipomea repens (convolvulacées: rougissement et brûlure du limbe, comme pour la patate cultivée qui est une espèce voisine), Marsilea sp. (fougère: chlorose et brûlures des feuilles) .

Tous ces symptomes suscitent un diagnostic conforme aux carac­téristiques que WALLACE donne du «complexe d'acidité ».

Nous avions aussi remarqué que ces accidents apparaissaient régulièrement dans les sols provenant de défrichement de tour­bières constituées par une cypéracée, Ie Pycreus mundtii; or cette cypéracée ne se développe pas dans un milieu titrant plus de 0,7 g de chlorures pour mille (observation de Mme RA YN AL). Les sols sont noirs, à reflets métalliques, riches en humus, et à pH très acide (Ie Pycreus mundtii est d'ailleurs très acidifiant), ce sont des sols palustres (voir plus haut) .

Au cours d'une nouvelle mission, effectuée en 1964, dans la même région et dans les niayes septentrionales, nous avons observé que si l' on trouvait, dans une station précédemment reconnue, une cul­ture différente, celle-ci portait les symptomes enregistrés dans les stations visitées précédemment. En outre nous options pour une toxicité, car nous constations que les symptömes apparaissaient sur des cultures irriguées et pratiquées sur des terres jusque là in­demnes de tout accident: I'agent toxique était donc véhiculé par l'eau (parcelles irriguées en bordure du lac Gouïterou, dépen­dance du lac Mékhé).

Dans de,:!x cas très éloignés I'un de I'autre, (I'un près de Dakar, l'autre à la niaye de Thiompou) nous pouvions observer qu'après avoir été recouvert par la nappe, Ie sol s'était recouvert d'efflores­cences blanchätres, ou légèrement ocracées que, malheureusement, nous n'avons pu faire analyser.

Nous avions d'abord incriminé Ie manganèse. Nous avions en effet observé au Bloc Expérimental de M'Boro que Ie sol noircissait après les irrigations. Les dosages de manganèse que nous avons fait effectuer n' étaient pas concluants. 11 en est de même pour ceux que cite DURAND, mais à propos de sols dont il n'indique pas s'il y a relevé de symptomes de toxicité. 11 ne faut d'ailleurs pas

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oublier que Ie manganèse toxique est souvent très mobile, pres­qu'autant que les chlorures.

N ous pensons actuellement que cette toxicité est en relation avec d'anciens sols de mangrove. L'agent toxique serait sans doute Ie sulfate acide de fer, ou Ie sulfate acide de 'magnésium(*), mais il n'est pas exclu que Ie manganèse et l'aluminium interviennent également : tout récemment nous avons pu examiner dans la vallée du Niari, célèbre par ses phénomènes de toxicité manganique, les mêmes symptömes que dans les niayes sur jeunes bananiers. Il faudrait, en effet, être renseigné sur la toxicité du sulfate de magnésium en milieu acide; en milieu neutre ou basique on tend généralement à Ie considérer comme Ie moins toxique des consti­tuants usuels du salant blanc (ClNa, Cl~g, CI2Ca, S04Na2, S04Ca, S04Mg).

Beaucoup d'inconnues subsistent encore, et il en est parmi elles une importante. Si l'on n'a aucune surprise à rencontrer des phé­nomènes de toxicité en rapport avec d'anciens sols de mangrove, aux niveaux atteints par la transgression flandrienne, il n'en est pas de même quand ces phénomènes se manifestent à des cotes supérieures: 6 m par exemple au lac Mékhé. Bien que l'on ne soit pas en mesure de préciser ces altitudes, elles sont certainement bien supérieures au maximum de la transgression flandrienne.

On hésite naturellement à considérer de tels faits comme un héritage de la transgression ouljienne, car on penserait volontiers que, depuis, les sols de mangrove ont complètement évolué; nous noterons pourtant que dans Ie Delta du Sénégal les caractères attachés aux anciens sols de mangrove sont parfois plus persistants que les caractères halomorphes de même age: or, dans cette m.ême région, les sols salins remontant à la régression post-ouljienne sont fréquents. On pourrait envisager aussi une contamination des eaux des niayes par des affleurements antéquaternaires de couches alunées; mais, à notre connaissance, de pareils affleurements n'ont jamais été signalés. Le fait que les composés toxiques soient transportés par les eaux, comme nous l'avons observé au lac Gouïterou, constitue peut-être une explication partielIe de la pré­sence à une cote aussi élevée du phénomène de toxicité. Enfin, H nous paraît vraisemblable qu'au moment du maximum dunker­quien, les terra ins inondés par les nappes des niayes étaient beau­coup plus étendus qu'aujourd'hui, les zones à mangrove pouvaient sans doute alors pénétrer plus profondément dans les terres, en montrant peut-être une adaptation des espèces à des eaux: moins

(*) On doit attribuer aux seIs de fer solubles les irisations que l'on observe fréquemment à la surface des eaux des niayes et aussi du Delta.

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salées; pour avoir des bases de comparaison, il faudrait examiner comment les faits se présentent actuellement dans les cours d'eau à mangroves du Sénégal, dans lesquels les conditions d' estuaire (notamment la répercussion de la marée) remontent beaucoup vers l'amont, comme Ie Bas-Saloum, Ie Bao-Bolon, la Gambie et la Casamance.

7. Conclusions

Ces considérations sur la géologie récente et la formation des sols dans la partie septentrionale du littoral sénégalais nous con­duisent à des conclusions qui intéressent à la fois la pédologie générale et appliquée.

On tend à oublier trop souvent que Ie principe fondamental de la pédologie veut que la morphologie et les propriétés d'un sol soient expliquées par son histoire. Ce principe se vérifie remar­quablement dans Ie Delta du Sénégal et dans les niayes: comment en expliquer la typologie des sols sans rappeIer la géologie du Quaternaire depuis l'Ogolien, et spécialement les transgressions ouljienne et dunkerquienne? En fait, si nous avions adopté ce cheminement d'idées lors de notre première mission, en 1962, nous aurions raisonné par déduction et recherché systématiquement les anciens sols de mangrove; d'ailleurs nos prédécesseurs auraient certainement reconnu auparavant les phénomènes de toxicité en raisonnant de la même façon.

Dans Ie même esprit, nous soulignerons un deuxième point con­cernant les données usuelles de la pédologie générale. N ous avons ici utilisé fréquemment la notion de «milieu de pédogénèse» pour reconstituer aussi bien les conditions de la pédogénèse que de la nutrition végétale. C'est une notion à la fois exacte et commode. Exacte, parce qu'elle correspond réellement à une entité spatiale géomorphologique et écologique qui situe la pédogénèse dans son cadre; commode, parce que, partant de ces bases concrètes, Ie pédologue reconstruit aisément l'histoire du sol et il la voit se dérouler comme une pièce de théätre. De celle-ci en effet Ie milieu de pédogénèse possède «l'ambiance lt et les personnages : chaque facteur y joue son role comme un acteur ou un figurant, et il arrive aussi, dans la pédogénèse comme au théätre, qu'à un moment donné, un figurant chante un couplet, lance une réplique ou fasse un geste qui redonne à l'action une impulsion décisive ... et Ie pédologue doit, bien plus qu'un simple spectateur mais autant que Ie 'metteur en scène, situer dans l'histoire du sol Ie couplet, la réplique ou Ie geste. Transposées dans Ie domaine de la classifica­tion des sols, ces considérations nous amènent à la notion carté­sienne d'influence dominante et d'influence dominée, ou compo-

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sante, dont la hiérarchie est indispensable pour détenniner la typo­logie des sols. Enfin, dans Ie domaine de la nutrition végétale, l'idée du milieu s'harmonise parfaitement avec celle de compo­santes diverses, dont la composante toxique, qui a été évoquée icL

Les problèmes de pédologie appliquée sont ceux de la mise en valeur de cette région du Sénégal. Quand on voit pour la première fois les niayes, on comprend mal que, sous un tel climat, de pa­reilles réserves d'eau douce ne soient pas mieux utilisées; or, dans une première approximation, nous avons estimé à plus d'un tiers la surface soumise aux risques de toxicité - soit 2000 hectares sur 6000 - et nous sommes certainement au-dessous de la vérité. TI faut en outre tenir compte d'un effet psychologique sur la popula­tion qui, ayant plus ou moins inconsciemment établi la liste des échecs culturaux, n'est pas disposée à entreprendre, avec des chan­ces réduites de réussir: il est certain que la tradition agricole des niayes est fortement orientée par ces échecs culturaux. Quant au Delta nous avons relaté plus haut les hypothèses que 1'0n peut formuler sur la faiblesse des rendements en riz. L'introduction de toute autre culture ne saurait actuellement y être conseillée.

La situation doit changer si, après avoir fait un inventaire des sols atteints par cette toxicité, on met au point les méthodes vou­lues pour corriger Ie milieu. En révélant l' origine des phénomènes de toxicité, l'histoire de la pédogénèse ouvre une voie d'étude: elle permet un choix aisé des stations représentatives en laissant la possibilité de reconnaître de proche en proche les interférences des régimes et des milieu x différents, les cas intermédiaires étant inextricables au premier abord; ainsi elle facilite considérablement les recherches, dont les applications pourront indubitablement être étendues à d'autres régions du Sénégal.

Résumé

Après avoir retracé l'histoire des Niayes et du Delta du Sénégal, au Quater­naire moyen et récent, l'auteur définit les conditions dans lesquelles s'établi­rent alors un régime de pédogénèse halomorphe et un régime de pédogénèse de mangrove. Ceux-ci subsistent encore dans diverses zones de la région considérée, mais ils introduisent une composante toxique dans les terrains qui furent soumis par la suite soit à un régime hydromorphe créé par l'affleure­ment de puissantes nappes d'eau douce (Niayes), soit à un régime de col­matage (Delta du Sénégal). Ainsi s'expliquent, en particulier, des phénomènes de toxicité, remarqués pour la première fois en 1962, et qui seraient une survivance des sols à sulfates acides de mangrove. TI est vraisemblable que des phénomènes de même nature peuvent s'observer dans des conditions géo­graphiques analogues sur Ie reste du littoral sénégalais, et l'utilisation agricole de ces terrains serait améliorée, si leur étude était entreprise dans l'optique de l'hypothèse proposée.

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Voorwaarden bij de bodemvorming in het noordelijk kustgebied van Senegal

Samenvatting

De auteur geeft eerst een overzicht van de ontstaansgeschiedenis van het gebied van de c Niayes ... en van de Senegal-delta. Daarna bepaalt hij de voorwaarden waarbij een halomorle en een mangrovebodemontwikkeling plaats grepen. Deze voorwaarden bestaan nog in verscheidene delen van · het onder­zochte gebied; ze zijn de oorzaak van het ontstaan van toxische komponenten in bodems met ofwel een hydromorl regime te wijten aan de stijging van de grondwatertafel (zoet water, Niayes), of met een aanslibbingsregime (Senegal-delta). Zo vooral wordt de toxische toestand, voor het eerst vast­gesteld in 1962, en die het gevolg is van de nog bestaande zure sulfaten in de mangrove-bodems, verklaard. Waarschijnlijk kunnen gelijkaardige verschijn­selen waargenomen worden in het overige kustgebied van Senegal en zou het bodemgebruik beter kunnen worden aangepast, wanneer het onderzoek vol­gens de vooropgestelde hypothese zou worden voortgezet.

Pedogeneöcal condiöons in the Northem part of the Senegalese sea coast

Summary

Af ter giving outlining the history of the Niayes and the Senegal Delta during the middle and recent Quaternary, the author describes the conditions in which were set a state of halomorphous pedogenesis and a state of man­grove pedogenesis These still subsist in different parts of the region under study but they have engendered a toxic component in the soU which subse­quently either became hydromorphous as a result of a constant flow of power­ful (fresh) ground water (the Niayes), or was consolidated (Senegal Delta). One can therefore explain the phenomena of poisoning observed for the fust time in 1962, and which are thought to be remains of the sulfoacid mangrove soils. There is a probability that phenomena of this kind can be observed in simUar geographical conditions in other parts of the Senegalese sea coast and that the cultivation of the areas could be improved if the survey of these soUs were carried out along lines of the proposed hypothesis.

Bedingungen bei der Bodenbildung im nördlichen Küstengebiet Senegals

Zusammenfassung

Der Autor gibt zunächst einen Überblick über die erdgeschichtliche Ent­wicklung der Niayes und des Senegaldeltas im mittleren und jungeren Quartär und erläutert die Bedingungen, unter denen sich eine halomorphe Bodenbildung sowie die Entwicklung von Mangrovenböden vollzogen hat. Die Vorbedingungen bestehen weithin in verschiedenen Zonen des unter­suchten Gebietes; sie verursachen jedoch eine toxische Komponente in jenen Böden, die später entweder einem hydromorphen Zustand ausgesetzt waren, hervorgerufen durch das Zutagetreten umfangreicher Grundwasserspiegel (Sü.Bwasser), wie z.B. in den Niayes, oder durch Ablagerung von Sedimenten, wie im Senegaldelta. So erklärt sich im besonderen die 1962 erstmals fest­gestellte Toxizität, die auf ein Weiterbestehen von sauren Sulfaten in den Mangrovenböden zurückzuführen ist. Es ist wahrscheinlich, daB Erscheinungen ähnlicher Art sich unter analogen geographischen Bedingungen auch im übrigen senegalesischen Küstengebiet feststellen lassen. Die landwirtschaft­liche Nutzung dieser Böden lle.Be sich verbessern, wenn ihre Untersuchung unter Berücksichtigung der vorgetragenen Hypothese durchgeführt würde.

186

t PEIXlLOGIE, XVII,2, pp. 187-211, 4 phot., 11 fig., 7 tab!. Ghent, 1967. I

A COMPARATIVE STUDY BErWEEN EUPHRATES AND TIGRIS SEDIMENTS IN THE MESOPOTAMIAN FLOOD PLAIN

Ghalib J. AL RAWI & C. SYS

The Mesopotamian plain, the land of Euphrates and Tigris, is one of the physiographic regions of Iraq. It is limited by the Jezira and the Foot Hills in the north, the Iran plateau in the east, the Southern desert in the south and the Northern desert in the west (fig. 1).

The climate is of the arid type. The main climatologic charac­teristics are : - a high mean annual air temperature,

Ghalib J. Al Rawi - Dr. sc. Soil Division - Abu Ghraib, Iraq. C. Sys - Dr. sc. - Associated Lecturer. State University - Ghent.

Fig. 1

Map of physiographic tmits of !raq.

187

- a large difference in temperature between day and night and : between winter and summer,

- a low humidity of the atmosphere, - a very low rainfall.

The prevailing wind direction is north-west, due to the situation of the basin on the fringe of the great high' pressure zone of Anatolia and central Asia.

The year is divided into two well-marked seasons, with short transition periods. The long hot, rainless summer extends from May to October and the comparatively short, cool winter extends from December to February. The spring months are March and April; November or its first part may correspond to a short autumnal phase.

The plain consists of alluvial lowlands recently deposited in the southern part of an extensive geosyncline.

From the north to the south the Mesopotamian plain can be subdivided into - aflood plain, - a delta plain, - a marsh region, - an estuary region and - a coastal region (P. BURINGH, 1957). Further, BURINGH describes

older fluviatile terraces, an Eastern Section and a fan region. The flood plain is the upper part of the Holocene plain of the

Tigris and Euphrates rivers. Both riv ers are meandering, and the Euphrates has a somewhat higher topographical position than the Tigris. During floods, which mostly occur in April or May, large parts of the plain may be flooded. Under natural conditions the river sediments are deposited during the floods. Relatively high loamy banks or river leve es are deposited on each side of the stream and at a somewhat greater distance fin er textured materials have been deposited in a lower topographical position.

The soils of the flood plain are formed in alluvium build up by the deposits of two rivers : Euphrates and Tigris.

The origin of the sediments must be situated in the catchment area of these rivers : the chains of the Taurus and Zagross moun­tains. These areas are dominated by sedimentary rocks of Mesozoic and Tertiary age. Locally some igneous and metamorphic rocks are present.

The lower tertiary and mesozoic rocks ' ~nclude limestone some of which is dolomitic, various clay sediments and sandstones with some beds of gypsum and salt.

The upper tertiary deposits include weakly consolidated sand­stone, mudstones of ten highly gypseous and occasionally saline, limestone and some marls.

188

In the catchment area of Tigris, metamorphic rocks occur in the Zagross mountains near the frontier between Iraq and Iran.

Igneous rocks are common in the catchment areas of Euphrates and Tigris. Some occur in the Western Arabian desert (Syria, J ordan, Saudi Arabia), others in the Zagros mountains and still others in Turkey, where some acid igneous rocks are present.

The distance between the catchment area and the floodplain is important since the coarse elements of the erosion products are deposited before they reach the floodplain region. Therefore the soils of the floodplain are medium and fine textured, mostly com­posed of clay and silt in various quantities according to the local conditions of sedimentation. An appreciable amount of fine sand is present only in the levees, while coarse sand is almost absent (tabie 1).

Table 1

Partic1e size distribution of the sediments of the flood plain

Physiographie unit

Levee deposit Basin deposit

Partic1e size distribution af ter acid treatment, in %

Clay

26.50 50.15

Silt

71.10 45.75

Sand

2.40 4.10

In some parts of the plain, material has been accumulated as a result of eolian activity. Dust storms are important from March to June. The result of eolian activity is however restricted to the local accumulation of fine sandy surface horizons. Relatively very few wind deposits are mixed with the fluviatile deposits.

P. BURINGH and C. H. EDELMAN (1955), S. A. HARRIS and R. AnAMS (1957) suggested a difference between the Euphrates and Tigris deposits. Euphrates sediments are greyish brown where as Tigris sediments are pinkish brown. This difference is expressed better in basin soils than in river levee soils. However, the geological constitution of both catchment areas does not allow any con­clusion with regard to a different origin of these sediments.

The mineralogy of the sand fraction is the basis for the sttidy of the origin of parent materials and for the identification of the petrographic nature of sediments. Therefore the mineralogical com­position of Tigris and Euphrates levees and basins has been com­pared.

Two or more sedimentation areas belonging to one petrographic provinee may be characterized by different sediments because of

189

the chemical type of weathering in the catchment areas. suc:-l erences should be expressed in the nature of the secondary mine-rals. Therefore attention is paid not only on the mineralogy of the sands but also to the composition of the clay fractions.

Mineralogy of the sand fraction

The study of the mineralogy of the sand fraction included both heavy and light mineraIs; The heavy minerals were systematically counted af ter separation. The light fraction was studied in thin sections during micropedological investigations.

The study of the heavy minerals included a mineralogical charac­terization of Tigris and Euphrates levee soils (tables 2 and 3, fig. 2), and a comparison of these recent soils from alluvium with a desert soil situated on an Euphrates terrace (table 2, fig. 2, 3 and 4). The heavy mineral distribution in Tigris and Euphrates basin soils has also been emphasized (table 4, fig. 5).

From these results it appears that all samples are characterized by clOsely related mineralogical associations composed mainly of opaque mineraIs, epidote, augite, homblende, alterite and garnet. Qnly the relative abundance of one or more specific minerals seems to be typic for the characterization of Euphrates or Tigris sedi­ments. The weight percentage of heavy minerals in the fine sand fraction (50-74 ~) is suggested as a criterion for separation of the desert soils from recent alluvial deposits (tabIe 2).

Af ter systematic analysis of table 2, 3 and 4 the following minera­logical characteristics can be suggested to separate at one hand all the alluvial soils from the desert soils and at the other hand the Tigris sediments from the Euphrates sediments.

1) The desert soil formed on an old alluvial Euphrates terrace differs from all the other recent alluvial soils by a gystematic higher weight percentage of the heavy minerals in the small grain fraction. lndeed, the weight percentage of heavy minerals (tabIe 2) in the 50-7 4 ~ fraction varies between 11 and 20 % in the desert soil and represents values of less than 6 % in the recent alluvial soils.

That difference indicates a more advanced stage of weathering for the dessert soil, but can also be explained by an active influence of wind transport in the area of desert soils.

The weight percentages does not show striking differences between Euphrates and Tigris deposits.

The slight differences between layers in the same profile are related to the conditions of sedimentation and not to pedogenetic factors. However, some profil es have a somewhat higher weight

190

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

Table Z

Heavy minerals (%) on sand fractions for river Ievee soils, Euphrates and Tigris (profiles 53, 54) and desert soils (profile 52)

Profile

no.

53 Euphrates river Ievee soils

54 Tigris river levee soils

52 Desert soils on oid alluvium of Euphrates terraces

Horizon Depth

cm

0-20

20-43

43-59

59-65

65-69

69-80

80-120

0-10 10-30 30-70 70-100

0-25

25-100

Fraction

IJ.

50-2000 10 50-74 13

50-2000 13 50-74 21

50-2000 50-74

50-2000 50-74

50-2000

50-2000 50-74

50-2000 50-74

9 22

17 21

16

8 11

19 12

50-2~on 27 50-2000 25 50-2000 27 50-2000 30

50-2noo 50-74 50-2000 50-74

17 34 18 40

+ 1

+ +

+ 1

3 1 1

+

1

+

1

"d

:8 .~

o :a U

1 1

1 1 1 + + +

3

3

2

2 + 1 2 1

1

1

1 1

1

3 1

+ 3 3 2 3

1 + + 3

+ + + 111

+ + + 1 2 + 1 + + 1 1 +

1 + 1 + 2

+ + +

+ +

3 5

4 9

4 3

6 6

4

5 2

6 2

4 6

10 7

1 14 2 4

$ 'fil '0 N

8 14

13 12

1 12 1 12

13 1 16

12

+ 19 14

14 4 12

26 1 19

+ 11 2 19

16 2 27

6 1 7

1

1 1

5 1 3

4 3

1 1

2

+ 1

1

5 2

3 6

2 6 2 2

3 1 4 1

2 32 37

31 1 37

1 35 1 33

45 27

41

1 29 26

31 29

27 16 23 21

1 29 3 23 1 38

48

1

1

3 5

1

2 1

1 31 2 23

2 33 1 30

22 1 30

23 4 33

2 27

2 24 1 39

26 2 31

1 20 2 36 2 22 3 20

8 11 11

2 23

3 2

12 13

2 13 1 + 7

3 1

12 5

1 10 2 + 9

1

1 4

3 3

1 1 3 4

10

10 7

14 6

13 12 20 11

32 + 11

1 31 218

1 6.2 5.8

3.3 2.9

8.5 10.4

2.3 1.7

3.2

1.27 2.3

0.7 0.7

3.6 2.3 4.7 1.6

3 0.68 11.01

7.3 20.7

0 cm

20 - - ::!. 0

~ cm , 10 --~

~ I

45 c ~ 0

u -- .~ 56 .. 65 -0 ~

c 69 .. ---0

lil C

-- ni ~

,:§ --~ 70

100-t-----l

120 '---.---r-.lr---.-.l...-.,J--,-....L.,~-.-~~1OO 100® (6) Number of grainsSO Number of grains SO 100

1 bd 21~ ~ ~ ~I 3 0 Fig. 2

A - Heavy mineral distribution of Euphrates river levee deposits.

B - Heavy mineral distribution of Tigris river levee deposits.

1. Hornblende 2. Epidote 3. Garnet

o cm

2S

75

Number of grainsSO

7~ Fig. 3

rooool 2~

c o

-- ~

--~

100

4. Augite 5. Rest (mainly alterite)

7St------P

Number of grains50

--~

.. __ c

ii:

100

Heavy mineral distribution of old alluvial deposits of Euphrates desertie terrace.

1. Hornblende 4. A~gite 2. Epidote 5. Rest (mainly alterite) 3. Garnet

191

0'.,...------, 0 0 0

cm 0 0 0

1------1 0 0 0

1-------1 0 0 0 1--____ 000

I--_ _ _ ~ 000

50+------1

rooool ~

Hornblende

Epidote

D Garnet

G Augite

- _ D Rest (mainly alterite) -~

80+-----/

1001+----1

138

145

o o o N

c o

U nI

180 LJL,....:J--.---r--.-----.--...--!---r----r--.---:'100 Number of grains SO

Fig. 4

Heavy mineral distribution of recent Euphrates basin soils overlying an old alluvial desertie soil of Euphra­tes terraee.

percentage of heavy minerals in the surface horizons. Since M. G. LUTZ (1941) poin~ed out that cultivated soils contain a higher per­centage heavy mirierals in the A horizon as compared with virgin soils, he suggested that this characteristic may be used as an index of a post-agricultural stage, what could be the case in the Mesopo­tamian plain.

According to H. B. MILNER (1962) the increase in amount of heavy residue in the topsoil is a result of selective alteration of lighter material.

Table 3

Heavy mineraIs, mean average (%), for two profiles : a Tigris and an Euphrates river levee

Tigris river Euphrates river

192

21 1 13

1 1

+ 1 + 13 3 29 1 2 15 2 16 4 1 15 + + 2 26 3 37

2 1 13 219

2 1

2) The desert soil differs from all the alluvial soils by a relative higher alterite content. This result is in agreement with the origin of the desert soil which is formed on an older Euphrates terrace. With time weathering took place, possibly in other climatic condi­tions than the actual ones and the alterite content is high when compared with the recent alluvial soils.

The same situation was found in old alluviallayers which occur under the recent deposits.

3) One difference between Euphrates and Tigris sediments is a relatively higher content of epidote and a lower content of green homblende and augite in the Tigris levee deposits (table 3). Brown basaltic homblende is present only in small quantities (1-4 %) in both river sediments.

Epidote, augite and hornblende are respectively related to the groups of epidote, pyroxenes and amphiboles, which are all closely related chemically.

Augite may originate from basic rocks in the catchment area of both rivers. Green hornblende is associated with acid igneous rocks and epidote with basic and metamorphic rocks.

The higher epidote content in the Tigris sediments could be, but is not necessarily related to a greater distribution of metamorphic ,rocks in the catchment area. lndeed, probably many of these minerals are a próduct of a second cycle of erosion.

Due to the fact that epidote is more resistant to chemical weathering than augite and hornblende (F. J. PETTIJOHN, 1941; R. WEYL, 1952; M L. JACKSON and GD. SHÉRMAN, 1953) we consider that the Tigris sediments are more weathered or are formed from more weathered erosion products than Euphrates deposits.

Epidote and augite are mainly found in ;small crystal fragments, some are more or less rounded, others are irregular. A prismatic appearance is typic for some augite crystals. The hornblende is mainly present as long prismatic crystals with frayed ends, the crystals are larger and clearer than augite and epidote.

Most of the minerals are small fragments of crystals, probably a result of long transportation and complex history (2nd cycle of sedimentation) of these deposits. 4) The content of alterite is systematically higher in Tigris deposits as compared with Euphrates sediments. This fact suggests that Tigris sediments are more weathered or are formed from more weathered erosion products than the Euphrates sediments. The more advanced stage of chemical weathering of the Tigris sedi­ments is a possible explanation for the colour difference of both sediments. lndeed Tigris deposits are somewhat redder than Euphrates deposits.

193

Table 4 Heavy minerals (%) for river basin soils, Tigris and Euphrates

Q> Q> d Q> Q>

;§ C1J Q> $ "t:l "t:I Q> .fi Profile Horizon Depth Fraction +>

~ d d-0J:: (!)

~ cu (!) (!) ~ ~ ;=l C1J C1J..8 C1J

4> j ê .B +> +> (!) ~ (!) 0 ~::o ~::O~:E ~ no. cm IJ. .$ oE C1J +> .g ~ Cl) +> s ~ä ~ :p cu ~ °fil Cl)

~ Po '60 e!E oE~~ $ ~ °0 ~

;j 0

~ ~~ 8 N ;j

~ cu iS ;j

ö.8 ~.8 < < ~ E-i Ö N ril < 3

Euphrêltes IIA'l 55-75 50-2000 17 + 1 1 6 3 14 4 8 29 21 3 10 1 river basin IIC'2 110-1SO 50-2000 11 + 2 2 14 3 6 37 1 26 2 9 1 soils nC'3 1SO-370 50-2000 11 1 + 3 + 18 + 34 1 32 + 11 3

10 Euphrates Ap 0-77 SO-2000 '1 1 2 18 3 18 38 4 16 1 riverbasin C2 45-80 8 + 2 15 1 25 38 4 15 1 soils

58 Euphrates ~ 0-45 1 1 + 3 1 9 2 24 39 3 17 river basin Cl 45-80 2 3 2 1 10 6 29 28 5 1 13 soils C2 80-1SO 1 + 4 17 2 26 1 26 2 21

45 Tigris A I C 60-87 50-2000 H + 1 + 8 1 11 1 2 12 24 39 4 river basin C2 115-155 50-2000 29 1 4 1 12 1 7 1 10 18 44 4 soils C3 155-330 50-2000 26 1 1 32 8 1 5 11 40 3

47 Tigris Cl 30-95 50-2000 25 2 1 15 11 8 1 23 2 37 4 riverbasin C2 95-120 50-2000 21 1 9 1 10 2 11 1 30 2 1 32 1 soils

57 Tigris Al 0-15 1 2 10 12 1 20 4 14 1 + 34 1 riverbasin Cl 15-57 o l: 4 18 16 26 4 30 soils Cz 57-85 12 2 1 10 1 16 1 7 3 27 17 2

30 cm 0 0 .

50 0 0 .

85 +------".

100+----4.

t-----i 00 ·

I----~ 00 ·

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~ - 8

~

ê - I

~ - ~

~

100

1 3 4 5

bd DGD Fig. 5

A - Heavy mineral distribution of an Euphrates irrigation depression.

1. Hornblende 2. Epidote 3. Garnet

60 cm

87

~

115 ~ -~

co 0

~ ~

155 ~ ~ ~

330 L..--.1-...J,.----.--...,.-,1--.----,----.-----.. ...........

® Numb~r ot grainfO ' 100

B -- Heavy mineral distribution of a Tigris silted basin soil.

4. Augite 5. Rest (mainly alterite)

5) The parametamorphic minerals (mainly garnet) are present in both river sediments (3-12 % ). Relative importance of these mine­rals suggests th at garnet seems to have a little more importance in Tigris sediments than in Euphrates deposits.

6) A very low amount (1-3 % ) of ubiquistous minerals (tour­maline, zircon and rutile) are present in the sediments of both rivers.

7) Few rock fragments (1-5 % ) are present in the sediments of both rivers.

8) Sometimes sm all amounts of diopside, hypersthené and tremolite are present; their irregular distribution has to be considered as a secondary variation.

As a result of the heavy mineral study we conclude that the soils of the Mesopotamian flood plain have a complex origin, they are indeed transported from different places and have been rede­posited as a mixture. The presence of many small crystal fragments indicates a long transport.

The higher content of epidote and parametamorphic minerals (garnet) in the Tigris deposits suggests a greater relative import-

195

ance of metamorphic rocks in the Tigris sediments than in the Euphrates deposits

The fact that the Tigris sediments are richer in some more resistant minerals (epidote) and alterites than Euphrates sediments suggests that the Tigris deposits are more weathered or originate from more weathered erosion products than the Euphrates sedi­ments. This more advanced stage of chemical weathering of Tigris levee and basin soils could be related to the influence of a fersial­litic weathering product with dominant reddish colours, formed under the influence of more humid climatic conditions in some part of the catchment area of the Tigris, particularly in the catch­ment area of the important tributary the Diyala.

As a whole the Euphrates catchment area is dryer and only Casiallitic weathering products, with brown colour, fonn under such conditions. These contemplations illustrate the difference in colour of both groups of sediments. However, the more advanced stage of weathering of Tig,ris sediments could also be explained by a more intensive weathering in place as a result of better drainage conditions.

The light fractions of both groups of sediments have the same quantitative and qualitative mineralogical spectrum. They are composed of calcite, feldspars (plagioclase, micro cline ), quartz and mica.

Mineralogy of the c1ay fraction

The colloidal fraction of the soils of the Mesopotamian flood plain contains a considerable amount of non-clay mineral material (iron oxides or hydroxides, extremely fine carbonates, organic materiaD . For mineralogical investigations of the clays these com­pounds have been removed.

The 0-2 ~ fraction was separated af ter destruction of the organic matter by cold mddation with a 15 % H 20 2 solution. The separation was realized by successive siphonages af ter specific sediment,ation times calculated from the law of STOKES. Sodium hexametaphos­phate was used for peptization and MgC12 for floculation. Car­bonates were removed with a 2 N solution of hydrochloric acid. After leaching the Cl-ions, the clay was washed with acetone in a centrifuge for 10 min. at 1000 rpm. Finally it was washed with alcohol and dried at 70°C.

X-ray diffractions were carried out on the nonnal clays, after glycol treatment and af ter heating to 650°C. For some samples diffraction diagrams were made aft er successive heating to 150, 250, 350, 450, 550, 650 and 800°C. All the diffraction diagrams of the

196

non-treated samples (fig. 6-11) present peaks at ab out 14 A, 10 A, 7 A, 4.4 Ä, 3.31 A and 3.25 Ä.

The line at 14 A may be typic for montmorillonite, vermiculite or chlorite. It is not montmorillonite, because then the peak at 14 A, af ter saturation by glycol, should show a sharp reflection at 17 A that is diagnostic, even in mixtures of clay minerals (H. B. MILLER,

1962). Accordingly we have to consider the possible presence of vermiculite and chlorite.

In most diagrams the 14 A peak together with the 10 A line disappears af ter heating at 6500C. This indicates the absence of typical vermiculite, sin ce the basal spacing of the mineral should collapse to 9.3 A af ter heating at 650°C. The absence of typical chlorite can be concluded, because in its presence the peak at 14 A should still be present after heating.

All these investigations indicate that the 14 A peak is an indica­tion of irregularly spaced layers as weil as smail size particles that are able to swell. It is neither typical montmorillonite nor typical chlorite nor typical vermiculite. We suggest that such minerals be labelled as a «14 A composite» probably a chlorite­vermiculite intergrade.

14.68

Fig. 6 X-ray diffraction of a Tigris levee soil (surface sample).

197

Fig. 7

X-ray diffraction of a Tigris levee soi! (at 1 m depth).

However, in some samples (fig. 6) the 14 A peak, associated with the 7 A peak, is partially maintained after heating which indicates a more chlorite-like 14 A composite. In other cases (fig. 7) the 14 A peak seems to be displaced to about 10 A after heating which suggests a more vermiculite-like 14 A composite. The peak at 10 A is probably not indicative for illite, because it should remain after heating to 650°C. Above 4000C this peak is replaced by a broad halo, typical for palygorskite. A comparative study of the peaks at 10 and 14 A (fig. 8-11) and the electronmicroscope photos (photos 1, 2, 3, 4) reveaIs that when a fibrous mineral is dominant on the photo the 10 A. peak is clearly pronounced on the X-ray diffraction. On the other hand the 14 A peak is weIl developed when the platy mineral is dominant on the photo. The fibrous mine ral seems to be similar to palygorskite (attapulgite) photos presented by R. E. GRIM (1953). Therefore it seems likely that the 10 A peak of the X-ray diffraction analysis is diagnostic for paly­gorskite. In addition the peaks in the neighbourhood of 6.4 A, 3.69 A and 3.23 A could also be attributed to palygorskite. The peaks at 3.31 A and 4.21 A indicate the presence of quartz.

As a general conclusion we suggest that the clay fraction of the soils of the Mesopotamian floOd plain represents a mixture of a vermiculite-chlorite-like 14 A composite and palygorskite in various am ounts , with some additional quartz. Palygorskite is dominant in the Tigris deposits, the 14 A composite is dominant in soils deve­loped from Euphates sediments.

Other characteristics of clay minerals are the Mg/ Al ratio and the cation exchange capacity. Table 5 gives values for typical samples of Euphrates and Tigris deposits.

The Mg content is relatively high and the Mgj Al ratio agrees

198

Fig. 8

X-ray diffraction of an Euphrate levee soil (surface sample).

Fig. 9 X-ray diffraction of an Euphrate levee soH (at 80 cm depth).

199

Table 5

Mg/ Al ratio and CEC of Euphrates and Tigris deposits

Deposits

Tigris (dominance of palygorskite) Euphrates (dominanee of 14 Á composite)

Mg/Al ratio (g/100 g c1ay)

4.5/4.35 4.74/4.07

CEC meq/100 g of c1ay

48 59

with those suggested by R. E. GRIM (1954) for chlorite-like minerals. The original attapulgite from Attapulgus, Georgia, has an MgO/ A120 s ratio of about 1 with values of 10.49 for MgO and 10..24 for Al20 s (g per 100. g of cIay) (W. F. BRADLEY, 1940).

The cation exchange capacity of a sample with a well developed peak at 14 Á and a poorly pronounced peak at 10 Á (Euphrates), representing a mixture where the 14 Á composite is dominant, has a CEC of 59 meq/100 g cIay. The sample with well developed 10 Á peak and with dominance of palygorskite has a CEC of 48 meqj100 g. Also these results are in agreement with the interpretation of the X-ray diffractions.

Apparently similar 14 Á composites are described as dioctahedral vermiculite by G. BROWN (1953), as vermiculite by F. C. LoUGHNAN et al. (1962), as chlorite-like by M. G. KLAGES and J. L. WHITE (1957) and as chlorite by W. F. BRADLEY (1955). The int~rlayers are heterogeneous with islands of « brucite-like» structure (R. E. GRIM, et al. 1954) or « gibbsite-like» structure (M. L. JACKSON, 1963) distributed in interlayer spaces otherwise filled with water and exchangeable cations as is the case for typical vermiculite, chlorite or montmorillonite. The CEC is consequently decreased to the extent of the positive charge of the non replaceable hydroxyl cation interlayers. This should explain the relatively low cation exchange of the soils.

When interlayer islands are extracted by citrate, fluoride or NaOH-solutions the resultant layer shows either vermiculite (C. J. RrcH, 1960; B. L. SA WHNEY, 1960) or montmorillonite spacings (T. TAMURA, 1957; J. B. DIXON and M. L. JACKSON, 1959).

Swelling chlorite has been described as presenting one surface of the brucite-Iike layer unattached to a silicate layer, the inter­layer positions are thus heterogeneous with respect to brucite and water-cat ion layers and the complex is a swelling 2 : 1 to 2 : 2 inter­grade (M. L. JACKSON, 1963). The occurrence of such natural inter­layers could explain and support our results : the peak at 14 Á and a relatively low CEC.

From a cIay mineralogical point of view there is a cIear differ­ence between Euphrates and Tigris sediments.

200

Fig. 10

X - ray diffraction of a Tigris basin soi!.

Fig. 11

X-ray diffraction of a Euphrates basin soi!.

201

Photo 1

Electron microscope photo of the clay fraction of a Tigris levee soi!.

Photo 2

Clay fraction of an Euphrates levee soi!.

202

Photo 3

Clay fraction of Tigris basin soil.

Photo 4 Clay fraction of Euphrates basin soil.

203

- In Tigris levee soils the 14 Ä composite is of a more chlorite-like type, while for Euphrates it seems to be a more vermiculite-like type. This fact is more pronounced in the upper soi! horizons. - In all Euphrates sediments, as weIllevee as basin soils, the 14 Á composite is dominant and palygorskite is present in few to moder­ate quantities.

- In most Tigris deposits, levee as weIl as basin soils, the palygor­skite mineral is dominant and the 14 Á composite is less common. - As a result of the specific mineralogical composition of the clay fraction, the CEC of Tigris sediments is systematically lower than for the Euphrates deposits (tabIe 6).

The difference in clay mineralogy between both sediments requires some further explanation. According to G. MILLOT (1964) palygorskite is amineral formed in fossi! and actual lakes with alkaline sedimentation conditions as follows : presence of carbonates and high salinity. In his mind palygorskite is not a soil forming mineral and it disappears very quickly where it is present in the soi!.

From a theoretical point of view, the formation of palygorskite could be explained by the existence of a humid climatic area with agressive pedogenesis : fersiallitic or ferrallitic, near an alkaline basin under more arid conditions. U nder humid climatic condi­tions iron oxides are individualized, at the same time the leached Mg++ and Si++ are hydrolized in the alkaline conditions of th~ adjacent basin and palygorskite can form.

The N -E mountain area of Iraq, situated in the Tigris catchment area, is characterized by a more humid climate and fersiallitic

Table 6

Cation exchange capacity of some Tigris and Euphrates soils

Tigris deposits Euphrates deposits

Profile Depth CEC Profile Depth CEC cm meq/100 g clay cm meq/100 g clay

(*) (*)

45 0.-25 50.9 6 0-27 58.0 25-60 46.8 8 80-135 66.4 60-87 52.7 22 25-70 68.5

47 0.-30 40.9 26 25-150 63.3 30-95 42.2 10. 17-45 84.8 95-140 42.5 11 45-80 64.0.

50 25,50. 53.5 13 0-20 66.5 36 80.-10.5 70.0

(*) CEC has been calculated from the determination on total soi!.

204

weathering. Such an area with fersiallitic pedo genesis does not exist in the Euphrates catchment area. Therefore the Mg/ Si ratio may be more favorable for palygorskite format ion in the Tigris plain.

At the other hand following features plaid for a pedogenetic origin of the palygorskite and a high stability of the mineral.

- The palygorskite content is higher in the upper soil horizons as compared with the deeper horizons.

- The palygorskite content increases with the age of the soil. In the recent Euphrates flood plain the palygorskite content is low whereas it becomes very high on the Euphrates terraces.

- Palygorskite is the dominant clay mineral, as weIl in residual as in alluvial desert soils, where the action of arid pedogenesis is not impeded by a high water tabIe.

According to that view-point the higher palygorskite content in the Tigris deposits can also be explained. Indeed, the studied soils from the Tigris sediments were as a whole better drained than those on Euphrates sediments. ooi! forming conditions are there-

Table 7

Free iron content of clay fraction in Tigris and Euphrates soils

Physiographic unit

Euphrates levee soil Profile 53

Tigris levee soil Profile 54

Euphrates basin soil Profile 55

Profile 6 Profile 23

Tigris basin soil Profile 56

Profile 45 Profile 50

Depth cm

0-20 20-43/47

43/47-54/59 54/59-65

65-69 69-80

0-10 10-30 30-70

45-80 80-150 27-74 55-97

57-85 85-122 60-87 50-115

Free iron %

0.15 0.21 0.14 0.20 0.26 0.18

0.17 0.33 0.36

0.20 0,17 0.09 0.06

0.2 0.23 0.14 0.18

205

fore more directly related to the arid climate, while in the Euphra­tes plain the soil forming conditions are modified because the influence of the aridity seems neutralized by a more hydromorphic pedoclimate.

In addition, the systematically higher free iron ·content (tabie 7) of the clay fraction of soils from Tigris sediments supports the hypothesis that these soUs are in a somewhat further stage of chemical weathering than the soils from Euphrates sediments. The difference in colour of both soils is directly related to the free iron content of the soUs and therefore with the stage of chemical weathering in relation with the drainage conditions.

Conclusions

The mineralogical study of Euphrates and Tigris deposits indi­cates a real difference between both sediments.

The study of the heavy minerals suggests a greater relative importance of metamorphic rocks in the Tigris sediments than in the Euphrates deposits. In addition, the Tigris deposits are more weathered or originate from more weathered erosion products than the Euphrates sediments.

A still more important difference has been stated in the clay minerals. The Tigris sediments are characterized by a dominance of palygorskite associated with a chlorite-like 14 Á composite. In the Eupprates deposits an other 14 Á composite is suggested; palygor­skitè is present but much less than in the Tigris soils.

The CEC of clays from Euphrates sediments is systematically higher than that obtained from Tigris clays.

The free iron content is higher in Tigris as compared with Euphrates deposits.

206 -

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207

A comparative study between Euphrates and Tigris sediments in the Mesopo­trupian flood plain

Summary

The Mesopotamian plain is characterized by the alluvial valleys of Euphrates and Tigris rivers. The area is situated in the central and southeastern part of Iraq.

The climate is of the arid type with a high mean annual air temperature, a large difference in temperature between day and night and between summer and winter, low humidity of the atmosphere and low rainfall. The 150 mm rainfall occurs during winter, the summers are dry.

The soils are developed in alluvium build up by the deposits of the two riv ers : Euphrates and Tigris.

A clear difference between the Euphrates and Tigris deposits has been observed in the field: the Euphrates sediments are greyish brown where as Tigris deposits are pinkish brown.

From the study of the heavy minerals we conclude that:

- the alluvial soils differ from the older desert soils by a lower alterite content and a lower weight percentage of heavy minerals in the fine sand fraction (50-7 4 ~),

- compared with Euphrates deposits, the Tigris sediments present a relative higher content in epidote and a lower content in green hornblende and augite, .

- the alterite content is systematically higher in Tigris deposits.

The higher content of epidote and parametamorphic minerals (garnet) in the Tigris deposits suggests a greater relative importance of metamorphic rocks. However, the fact that the Tigris sediments are richer in some more resistant minerals and alterites, indicates that these deposits are more weathered or originate from more weathered erosion products than the Euphrates sediments.

The clay fraction of the soils of the Mesopotamian flood plain is a mixture of a 14 Ä composite (a vermiculite-chlorite intergrade ?) and palygorskite.

The Tigris soils, as wel levees as basins, have systematically a higher palygorskite content than the Euphrates soils.

The origin of palygorskite as a specific formation during a cycle of sedimen­tation in alcaline conditions has been compared with a possible pedogenetic origin.

Both hypothesis can explain the higher palygorskite content in the Tigris sediments. However, we are inclined to believe that the palygorskite in the soils of the Mesopotamian flood plain is of pedogenetic origine.

It has also been pointed out that the cation exchange capacity of the Tigris clay fraction (48 meq/100 g clay) is systematically lower than that of Euphrates clays (59 meq/lOO g clay); free iron oxide content is higher in Tigris than in Euphrates deposits.

208

Etude comparative entre les sédiments de I'Euphrate et du Tigre dans la plaine de Mésopotamie

Résumé

La plaine de Mésopotamie comprend la zone alluviale des rivières Euphrate et Tigre. Elle s'étend dans la partie centrale et sud-est de l'Irak.

Le climat est du type aride avec une température annuelle moyenne élevée, une grande différence de température entre jour et nuit et aussi entre l'hiver et l'été. L'humidité relative ainsi que les précipitations sont faibles, l'hiver est pluvieux et l'été est sec.

Les sols sont développés dans les alluvions de l'Euphrate et du Tigre ainsi que dans les sédiments d'irrigation.

La différence morphologique entre les sols développés sur sédiments de l'Euphrate et du Tigre est évidente. Les dépots de l'Euphraie sont brun-gris, tandis que les dépots du Tigre sont brun-rouge.

L'étude des minéraux lourds nous apprend que:

- l'ensemble des sols alluvionnaires diffère des sols désertiques par une teneur plus faible en altérites et en minéraux lourds de la fraction sableuse fine (50-74 J.I.),

- les sédiments du Tigre sont plus riches en altérite que les dépots de l'Euphrate.

La plus grande teneur en épidote et en minéraux paramétamorphiques (garnet) dans les dépots du Tigre pourrait indiquer une influence plus impor­tante de roches métamorphiques. D'autre part, la plus grande richesse en altérite et en minéraux plus résistant à l'altération suggère un stade plus avancé de l'altération chimique pour les sédiments du Tigre. 11 est peu pro­bable que cette altération a eu lieu sur place, mais bien dans une partie du bassin avant la reprise des matériaux d'érosion dans Ie cyc1e de sédimentation.

La fraction argileuse des sols de la plaine de Mésopotamie est charactérisée p~r un mélange d'un c composite à 14 Á,. (un intergrade vermiculite­chlorite?) et palygorskite. Les sols du Tigre, aussi bien les levées que les cuvettes, sont plus riches en palygorskite que les sols de l'Euphrate.

L'origine de la palygorskite, en tant que minéral formé ~n conditions de sédimentation alcaline, a été comparé avec un origine pédogénétique éventuel. Les deux hypothèses peuvent expliquer la dominance de la palygorskite dans les dépots du Tigre. Cependant nous sommes tenté à croire que la paly­gorskite dans la plaine de Mésopotamie est d'origine pédogénétique.

Nous avons constaté également que la capacité d'échange des argiles en provenance du Tigre (48 meq/100 g d'argile) est systématiquement plus faible que celle des argiles originaires des dép8ts de l'Euphrate (59 meq/lOO g d' argile). Les sédiments du Tigre sont plus riches en fer libre que les dép8ts de l'Euphrate.

209

L

Een vergelijkende studie over Euphraat- en Tigrisafzettingen in de vlakte van Mesopotamië

Samenvatting

De Mesopotamische vlakte omvat het alluviale gebied van Euphraat en Tigris. Ze strekt zich uit in centraal en zuidoost Irak.

Het klimaat is aried met een hoge gemiddelde jaarlijkse temperatuur, een groot temperatuurinterval tussen dag en nacht en tussen zomer en winter, een lage relatieve vochtigheid en weinig neerslag. Een gemiddelde jaarlijkse neerslag van 150 mm valt tijdens de winter; de zomer is droog.

De bodems zijn ontwikkeld in recent alluvium, afgezet door de Euphraat en de Tigris, en in bevloeiingssedimenten die meestal van het Euphraatgebied afkomstig zijn.

Algemeen valt er een duidelijk morlologisch verschil waar te nemen tussen de bodems ontwikkeld op Euphraat- en Tigrisafzettingen. De Euphraat­sedimenten zijn bruingrijs; de Tigrisafzettingen zijn bruinrood.

De studie van de zware mineralen heeft uitgewezen dat:

- de alluviale bodems verschillen van de oudere woestijngronden door een lager percentage in alteriet en een lager gewichtspercentage zware mineralen in de fijne zandfrakties (50-74 ,....),

- de Tigrissedimenten een relatief hoger gehalte aan epidoot en een lager gehalte aan groene hoornblende vertonen in vergelijking met de Euphraataf­zettingen,

- het alterietgehalte van de Tigrisbodems systematisch hoger is dan dat van de Euphraatbodems.

Het hoger gehalte aan epidoot en parametamorfe mineralen (gamet) in de Tigrisafzettingen zou op een grotere invloed van metamorle gesteenten kunnen wijzen. Het feit echter dat de Tigrissedimenten tevens rijker zijn àan alteriet en aan meer tegen verwering resistente mineralen, ·duidt aan dat deze afzettingen een verder stadium van chemische verwering hebben onder­gaan, ofwel ter plaatse ofwel in een gedeelte van het stroomgebied vóór het opnemen van het erosiemateriaal in de sedimentencyclus.

De kleifraktie van de bodems in de Mesopotamische vlakte is samengesteld uit een mengsel van een «14 Á composiet,. (een tussenstadium vermiculiet­chloriet ?) en palygorskiet. De Tigrisbodems, zowel oeverwallen als kom­gronden, vertonen systematisch een hoger palygorskietgehalte dan de Euphraatbodems.

De oorsprong van palygorskiet als mineraal, geassocieerd met alcalische sedi­mentatievoorwaarden en een mogelijke pedogenetische oorsprong, worden besproken. Het hoger palygorskietgehalte in de Tigrisbodems kan volgens beide hypothesen verklaard worden. We menen evenwel dat het palygorskiet dat in de Mesopotamische vlakte voorkomt van pedogenetische oorsprong is.

Tevens werd vastgesteld dat de sorptiekapaciteit van de Tigriskleien (48 meq/lOO g klei) systematisch lager uitvalt dan die van de Euphraatkleifraktie (59 meq/100 g klei), terwijl het gehalte aan vrije ijzeroxyden hoger is voor de Tigris- dan voor de Euphraatsedimenten.

210

Vergleichende Studien über Euphrat- und Tigrissedimente in der mesopota­mischen Ebene

Zusammenfassung

Die mesopotamische Ebene umfaI3t das alluviale Gebiet von Euphrat und Tigris. Sie dehnt sich über den zentralen und südöstlichen Irak aus. Das Klima ist arid mit einer höhen jährlichen Durchschnittstemperatur, einem gro13en Temperaturgefälle zwischen Tag und Nacht und zwischen Sommer und Winter, einer niedrigen relativen Feuchtigkeit und wenig Niederschlag. Der jährliche Durschnittsniederschlag von 150 mm fä11t im · Winter, der Sommer ist trocken.

Die Böden haben sich im rezenten, durch Euphrat und Tigris abgelagerten Alluvium, und in Irrigationssedirnenten, meistenteils stammend aus dem Euphratgebiet, entwickelt.

Im allgemeinen ist ein deutlicher, morphologischer Unterschied festzustellen zwischen Euphrat- und Tigrisböden. Die Euphratsedimente sind braun-grau, die Tigrissedimente braun-rot.

Die Studie der Schwermineralen hat erwiesen; daI3 die alluvialen Böden é.tbweichen von den ä1teren Wüstenböden durch einen niedrigeren Gehalt an Alterit und einen niedrigeren Gewichtsgehalt an Schwermineralen in der feinen Sandfraktion (50-74 !l),

daI3 die Tigrissedimente einen relativ höheren Gehalt an Epidot zeigen, und einen niedrigeren Gehalt an grüne Hornblende haben im Vergleich mit den Euphratsedimenten und daI3

der Alteritgehalt der Tigrisböden in der Regel höher is als der der Euphrat­böden.

Der höhere Gehalt an Epidot und parametamorphen Mineralen (garnet) in den Tigrissedimenten könnte auf einen grö13eren Einflu13 von metamorphen Gesteine deuten. Die Tatsache aber da13 die Tigrissedimente auch reicher sind an Alterit und an gegen Verälterung wiederstandsfähigeren Mineralen, dE'utet auf eine weitere chemische Verwitterung dieser Sedimente entweder an Ort und Stelle, oder in einem Teil des Stromgebietes vor die Aufnahme des Erosionsmaterials in den Sedimentenzyclus.

Die Tenfraktion der Böden der mesopotamischen Ebene ist eine Mischung einer c 14 Á Komponente,. (ein Zwischenstadium Vermiculit-Chlorit?) und Palygorskit. Die Tigrisböden, sowohl die Böden der Uferwä1le als der Senke, zeigen in der Regel einen höheren Palygorskitgehalt als die Euphratböden.

Die Herkunft des Palygorskit als Mineral, in Verbindung mit alkalischen Sedimentationsbedingungen, und eine mögliche pedogenetische Herkunft werden ' besprochen. Der höhere Palygorskitgehalt der Tigrisböden kann nach beiden Hypothesen erkllirt werden. Wir nehmen aber an, daI3 der Palygorskit der mesopotamischen Ebene von pedogenetische Herkunft ist.

Es wurde dabei festgestellt, da13 die Sorptionskapazität der Tigristone (48 meq/100 g Ton) systematisch niedriger is als diese der Euphrattone (59 meq/1OO g Ton), während der Gehalt an freien Eisenoxyden in den Tigris­sedimenten höher ist als in den Euphratsedimenten.

211

PEDOLOGIE;XVII,2, p. 212-231, 1 fig. Ghent, 1967.

THE INFLUENCE OF STRATIFICATION AND AGE OF PEDISEDIMENTS ON THE CLAY DISTRIBUTION IN FERRUGINOUS TROPICAL SOILS

H. FÖLSTER & T. A. O. LAnEINDE

Increase in clay content from surface to subsoil is of widespread occurrence in intertropical soils, and has more and more of ten been interpreted as a phenomenon analogous to the effect of clay migra­tion in certain groups of temperate soils. Bt horizons as charac­teristic attributes or differentiating criteria are contained in several classification systems or regional soi! reports which incorporate soils corresponding to sols ferrugineux tropicaux and sols ferral,.. litiques (AuBERT & DUCHAUFOUR, 1956; U.S.D.A., 1960; DUDAL & MOORMANN, 1:962; LEMOS et al.) 1960; LENEUF & RIOU, 1963; MAIGNIEN, 1961). Textural differentiation in these cases is consi­dered to be a simple or complex pedogenetic process, the latter being associated with downslope creep of A 2 horizon material (;N'YE, 1954; SMYTH & MONTGOMERY, 1962). There is no doubt, however, that this interpretation of the lighter textured surface horizons is as yet not based on the same critical genetic studies that charac­terize the evolution of the sol lessivé concept in temperate zones. Apart from the clay distribution curve itself, clay skins were prob­ably the main criterion in diagnosing textural B horizons macro­scopically. Unfortunately, the term clay skins or clay coatings is of ten applied vaguely and tends to cover a variety of phenomena which have little (e.g. slickensides) or nothing (pedotubules -BREWER, 1964) to do with long distance clay migration. This fact may have induced SyS (1960) to state that « the presence of clay skins is not a characteristic to consider a horizon a textural B ».

FAUCK (1963) does not find any clay coatings in characteristic sols

Dr. H. Fölster. Nussanger 50, Göttingen, Gennany. Fonnerly Sen. Lecturer, University of !fe, Ibadan. T. A. O. Ladeinde. Ministry of Agriculture and Natural Resources, Ibadan, Nigeria.

212

ferrugineux tropicaux lessivés (avec concrétions) except in their deep weathering horizons, an observation to which we can fully subscribe, especially if the term clay coatings is used to describe illuviation cutans (BREWER,. 1964). Even aggregates of oriented clay minerals observed microscopically demand a careful interpretation, as similar phenomena may be caused by movement of coherent clay masses (KUBIËNA, 1953), or short distance clay movement (FÖLSTER, 1964 b), nor do they supply a quantitative information about the extent to which the clay peak in the subsoil has been caused by clay migration.

In the absence of more convincing evidence to justify the analogy between sollessivé (Gray-Brown Podzolic soil, Parabraunerde) and tropical soils with texture differences, there is room to consider other propositions. Thus, SYS (1960) explained the clay peak widely found in B horizons of Kaolisols in Congo (Kinshasa) by maximum weathering, and suggeSted superficial erosion as factor contributing to the generally sandier texture of the A horizon. As the B horizon in this case includes the mottled zone or the autochthonous weathered rock, the influence or weathering cannot be refuted. Upward increase in clay content - associated with a corresponding decline of felspar content - characterizes many alteration zones, especially in shallower, more recently truncated soils. It cannot, however, be accepted to explain c1ay peaks in deposits overlying the autochthonous zones, as most of these possess a negligabie weathering potential.

As to the influence of superficial erosion contributing to the coarser texture of A horizons, reference may be made to an earlier proposition (FÖLSTER, 1964 b), which tries to combine the effect of termite and earthworm activity with that or superficial erosion (see also p. 53, U.S.D.A., 1960). Surface wash that deprives the soi! or its finer constituents could normally only affect the imme­diate surface. It has to join hands with an agent constantly sup­plying fresh material from the subsoil to the surface in order to create a clay impoverished surface horizon. However, before we consider the type of pedogenetic process that causes textural dif­ferentiation, we would like to drawattention to the more important request or ascertaining the original homogeneity of the parent material. Although the existence or pedisediments has been known since long, the recognition of their omnipresence in the soils consid­ered here is of very recent origin (RUllE, 1954; FÖLSTER, 1964 a; MARCllESSEAU, 1966; VINCENT, 1966; VOGT, 1966).

Three functional types of deposit-stone line (st. I. éluvionnaire), pediment gravel (stone line all. and coll.) , and hillwash (recou­vrement argilo-sableux) - occur in various combinations and

213

thicknesses as a result of distinet erosional phases, which alter­nated with stabIe phases of soil formation. The purpose of this report is to demonstrate the influence of various combinations of pedisediments on the clay distribution in soUs corresponding to sols ferrugineux tropicaux lessivés and sols faiblement ferralliti­ques, and to show how dilierent these clay curves look if only homogeneous deposits are considered. The report is based on an extensive stratigraphic study of pedisediments in several areas of Western Nigeria, which also allowed us to differentiate between deposits of similar type but different erosional phases, which are frequently superimposed. A tentative stratigraphic tabIe, explained elsewhere in greater detail (FÖLSTER, 1968), indicates the sequence of deposits referred to in the text. All sets of profiles presented below are samples taken from slope sequences, some of them con­tinuous exposures along trenches, which have been studied in detail.

B 1 a: erosion phase. B 1 ~: stabIe phase of soil formation, widespread development of

massive ferruginous crust. A 1 a: erosional phase, widespread removal of B 1 ~ crust, deposi­

tion of older gravel. Sangoan-type artefacts. A 1 ~: sta bIe phase of soH formation, partial cementation of A 1 a

gravel. A 2 a: erosion phase, partial removal of older gravel deposit,

deposition of younger gravel and lower hillwash layer. Middle stone age art efa cts.

A 2 ~: minor soH formation ph~se. A 3 a: minor instabIe phas~ with partial re~oval of lower hillwash

layer locally, and deposition of upper hillwash layer. Later stone age artefacts with potsherds.

A 3 ~: soi! formation (present phase).

Simple stratification - Sedentary materiaL-gravel-hillwash

The first two profiles - Ilugun XI and XV - were taken from midslope positions (5-6 % gradient) of almost adjoining interfluves, west of Illugun, ab. 30 km west of Ibadan (vegetation : semi­deciduous forest-shifting cultivation-complex). They represent relatively simple profiles with stone line, resp. gravel, and hiIiwash covering rock weathering in situ.

In case of Ilugun XI, allochthonous deposits are shallow, and the autóchthoÏlouS mottled alteration material has · consequently been tho~oughly homogenized by root activity (homogenizaÜon-horizon) down to a depth of 90 cm, with. traces of homogenization in the

214

transition-horizon belowC*). Partially to well rounded, irregularly ,~- shaped pisolites develop from the ferruginous mottles as result

of the mechanical 'disturbance and the continuous dissolution and reprecipitation of iron oxide: The quartz vein that crosses the profile diagonally influences the gravel content in the uppermost sample-horizon of the homogenization-horizon (3) and provides most of the coarse quartz stones in the stone line. Both upslope and downslope of Ilugun XI, as well as next to it on the same hight, thicker gravel deposits intervene between stone line and hillwash. This gravel was deposited during erosion phase A 1 a, and par­tially removed - mainly within erosional troughs that cut across the pediment - during A 2 a. The ratio of the different non-clay fractions in the fine material (XI,l) is vaguely similar to that of the stone line, but it is probably a genuine hiUwash belonging to A 2 a or A 3 a. The autochthonous part of the profile developed during and after A 1 ~, and, therefore, shows a very constant clay content. It is obvious, that the stepwise increase in clay content in this profile cannot be considered in pedogenetic context.

nugun XI

1. 0- 20 cm Hillwash Gray-brown, slightly bleached humus-horizon. 2. 20- 40 cm Stone line Light brown matrix with 20 % ferruginous and

quartz stones C>2 cm). A quartz vein running through the underlying sedentary material ends here.

3. 40- 60 cm Sedentary Gray reddish-brown homogenization-horizon material with weak hydromorphous mottling.

4. 60- 90 cm Sed.entary Reddish-brown homogenization-horizon with weak material hydromorphous mottling.

5. 90-120 cm Sedentary Mottled transition-horizon. material

llugun xv 1. 0- 15 cm Hillwash Brownish-gray humus-horizon. 2. ' 15- 40 cm Hillwash Gray yellowish-brown deposit. 3. 4.

5. 6.

40- 70 cm Hillwash Gray-brown deposito 70-110 cm Gravel Gray-brown gravel deposit with low content of

fine matrix. 110-130 cm l Sedentary Pale mottled alteration-horizon, some manganese 130-150 cm lmaterial staining.

C*) The transition horizons of ten impede percolation so that diffuse hydro­;morphous mottling superimposes on the structural mottling that is caused by originally heterogenous distribution of ferromagnesian minerals in the rock, and may also - as in this case - affect the homogenization horizon.

215

Grain size fractions (mm) in % of soil < 2 mm Gravel

<0,002 (>2mm)

Description· 0,002- 0,063- 0,15- 0,25- 0,42- 0,84- in%of 0,063 0,15 0,25 0,42 0,84 2 total soil

llugun XI

1 19,1 6,9 12,2 10,0 11,9 12,7 27,2 11,7 7 % Pis, 4,7 % Q 2 18,7 7,1 7,9 6,8 10,9 15,8 32,9 44,6 22 % Pis, 22,6 % Q 3 36,8 7,6 5,4 4,2 6,9 7,5 31,6 45,6 26 % Pis, 19,6 % Q 4 36,2 9,6 5,7 5,0 7,4 9,4 26,7 35,6 25,6 % Pis, 10 % Q 5 35,7 9,0 5,0 4,3 6,0 6,8 33,2 22,0 13 % Pis, 9 %Q

nugun XV

1 9,4 2,4 5,4 6,6 10,4 10,3 55,5 3,1 Q 2 11,6 5,4 11,2 11,2 12,9 10,1 37,5 3,8 Q 3 12,2 9,7 11,2 11,2 12,8 10,5 32,4 8,0 Q 4 28,1 8,5 11,0 10,8 14,5 12,6 14,5 83,0 35 % Pis, 48 % Q 5 35,4 10,8 8,8 6,5 7,5 10,4 20,6 51,9 25 % Q, 26,9 % F 6 38,7 12,8 9,1 6,3 8,2 8,9 16,0 58,0 30% Q,28 %F

(*) Pis = pisolites, MPis = manganiferous pisolites, Q=quartz, Me = manganiferous concretions, F = felspar.

In Ilugun XV, pedisediments are deeper, few roots have pene­trated through them, so that almost no changes in the structure of the alteration zone below are perceivable. Apart from the fact that the rock here is a more resistent coarse porpheritic granite (with larger and, therefore, more persistent felspars) , the younger erosion phase, A 2 a, has remodelled the whole slope and truncated the former soil rather deeply. Again, we observe an increase in clay content in three steps which coincide with depositional boundaries between hillwash and gravel, respectively gravel and sedentary material, and pedogenetic processes do not enter the picture except in regard to the uppermost sample-horizon. Here, however, no conclusion can be drawn, because the ratio of the non-clay frac­tions - showing distinct differences between sedentary material, gravel and hlllwash, as weU as marked similarities between 5 and 6, and 2 and 3 respectively - leaves doubt in regard to 1, which may weil represent a younger cover.

Complex stratification in gravel and hilllwash

The last example (Ilugun XV) already indicated the possibility - mentioned earlier - of more complex stratigraphlc superposition of similar types of deposits. The layers may belong to the same or different erosional phases. The first is the case in the A 2 a gravel in profile Ilugun XIII, which is situated on the same strongly remodelled slope as Ilugun XV, though close to the valley. lts

216

sedentary material resembles that of Ilugun XV. The gravel deposit (90 cm thick) is a quartz gravel in the lower part (4 + 5 : 80 -120 cm) and a quartz-pisolite-gravel in the upper part (2 + 3 : 30 - 80 cm) (*). Each layer, again, contains a coarser (2 + 5) and a finer (3 + 4) sublayer. This can partly be explained by the fa ct that at least layer 5, but possibly also layer 2, coincide with stone lines. The stone line in 5 represents the basal plane of the A 2 a erosion, while 2 may result from the impact of a superficial erosion during A 3 a, or just represent a slight change in conditions of sedimentation.

Ajala IV

1. 2. 3.

4.

5. 6. 7. 8. 9.

0- 15 cm 15- 25 cm 25- 35 cm

35- 45 cm

45- 60 cm 75- 85 cm 75- 85 cm 85- 95 cm 95-110 cm

Ajala I

1. 0- 7 cm 2. 7- 14 cm 3. 14- 25 cm

4.

5.

6.

7.

8.

25- 35 cm

35- 50 cm

50- 65 cm

65- 80 cm

80- 95 cm

Ilugun XVI

1. 0- 30 cm 2. 30- 50 cm

Hillwash A3 (l

Hillwash

A 2 (l

Gravel Al (l

Hillwash A3 (l

Hillwash (+Stone line) A 2 (l

Gravel

Al (l

Hillwash Gravel (+Stone line?)

Brownish-gray humus-horizon, slightly bleached. Brown sandy deposito

Brown deposit with fine mottling (reddish-black­brown) and soft manganese concretions. = 4 = 4, but pale mottles dominate. Yellowish-brown gravel deposit with pale mottl­ing.

Black-brown humus-horizon.

Black to dark reddish-brown deposito

Dark reddish-brown hillwash deposit, rather rich in soft manganiferous concretions and coarser gravel including slightly weathered rock frag­ments, quartz and pisolites. Dark reddish-brown deposit with manganiferous concretions. =5 Brownish-gray gravel deposit with fine reddish mottling. =7

Gray-brown, slightly bleached humus-horizon. Gravel deposit with gray reddish-brown matrix and some big quartz stones ( ct> : 10 cm).

(*) Such superposition does not surprise when the mode of erosion by scarp retreat is taken into account. In contrast to the planar erosion proposed by VINCENT (1966) which attacks the surface and, therefore, removes material from the homogenization and transition zone (containing piso­lites) of the former soil cover before that of the lower non-pisolitic part of the soil, erosion by scarp retreat may supply detritus from all parts of the soil at any time as long as a scarp still exists on the slope.

217

3. 50- 80 cm Gravel Reddish-brown gravel deposit. The ferruginous gravel are pisolites rich in' concretionary man-ganese like in 2.

4. 80-100 cm Gravel Dark reddish-brown quartz-gravel deposito

5. 100-120 cm Gravel + Reddish-brown quartz-gravel deposit including Stone line some coarse quartz stones like in 2.

6. 120-150 cm Sedentary Pale, mottled alteration-horizon, derived from material coarse pegmatite.

Grain sire fraction (mm) in % of soH < 2 mm Gr,avel <>2mm) Description*

<0,002 0,002- 0,063- 0,15- 0,25- 0,42- 0,84- in % of 0,063 0,15 0,25 0,42 0,84 2 total soil

Ajala IV

1 9,7 11,5 15,3 12,7 15,8 21,2 13,8 2,9 Q 2 13,9 12,0 12,1 9,4 10,3 19,0 23,3 7,9 Q 3 14,9 12,9 16,4 8,5 10,7 17,4 19,2 8,1 1,1%MC,7%Q 4 26,6 14,8 11,5 6,4 7,7 17,5 15,5 6,8 3,8 %MC,3 %Q 5 31,2 14,4 9,2 6,5 7,7 14,7 16,3 6,0 4%MC, 2% Q 6 32,3 10,2 10,0 5,8 7,6 15,8 18,3 7,5 3,5%MC,4%Q 7 28,9 10,7 9,1 4,4 5,0 7,7 34,2 47,5 38 % MPis+Pis, 9,5 % Q 8 40,8 8,6 9,5 5,3 5,4 6,5 23,9 54,0 43 % MPis+ Pis, 11 % Q 9 42,3 5,7 9,3 5,2 6,2 6,6 24,7 57,5 46 % MPis+ Pis, 11,5 % Q

Ajala I

1 9,7 10,6 14,5 11,2 10,3 27,4 16,3 4,6 2 % Pis, 2,6 % Q 2 11,4 11,0 13,1 10,6 12,7 15,5 25,7 4,7 1 % Pis, 3,7 % Q 3 10,5 7,0 13,0 10,7 11,0 22,0 25,8 11,4 6,4 % Pis, 5 % Q 4 11,2 8,6 11,2 9,0 13,1 23,3 23,6 21,9 6,9 % Pis, 10 % MC, 5 % Q 5 12,6 10,7 14,1 10,7 14,0 20,2 17,7 15,9 5,9 % Pis, 5 % Me, 5 % Q 6 11,2 9,0 14,4 9,8 13,0 16,4 26,2 15,1 5,1 % Pis, 5 % MC, 5 % Q 7 22,9 6,1 11,3 8,0 8,7 11,7 31,3 58,5 35,1 % Pis+MPis, 23,4 % Q 8 38,4 6,8 9,2 5,6 6,4 10,2 23,4 76,5 45,9 % Pis+MPis, 30,6 % Q

Ilugun XVI

1 11,8 5,0 11,8 12,5 14,9 22,4 21,4 6,9 Q 2 20,3 10,6 12,3 11,2 16,7 16,2 12,8 84,3 29,4 % MPis, 54,9 % Q

3 34,0 10,6 7,7 7,0 11,7 12,3 16,7 79,0 27,9 % MPis, 51,1 % Q 4 41,0 10,8 8,6 7,7 10,1 9,7 12,0 80,8 4 % Pis, 76,8 % Q 5 26,5 12,1 10,4 10,0 13,8 11,8 15,3 94,8 86,8%Q,8%F 6 34,0 17,9 12,5 10,7 8,1 5,2 11,5 81,8 47,8 % Q, 34 % F

(*) See p. 216.

218

The internal stratification of the gravel is reflected in· the r~tio of non-clay fractions (fig. 1). The curves are more balanced in 4 and 5, showing higher silt content in 4.2 and 3 contain more coarse sand, but differ foundamentally in other respects. This evidence strongly suggests a sceptical attitude when attempting an inter­pretation of the weIl developed clay peak in 4, though clay migra­ti on may have contributed to the clay distribution.

Profiles Ajala I and IV provide simpier examples of complex superposition in hiIlwash. They were sampled from an interfluve, studied in detail, S of Eruwa, 45 km WNW of Ibadan (vegetation : derived savanna - KEAY, 1959) . The weil developed pediments have gradients of 3-4 %. Rock outcrops on the pediment devides. Boulders of ferruginous crust developed during B 1 ~, are found in the A 1 a gravel at several places not far from the present valleys. The A 1 a gravel is strongly mottled and partiaIly, though moder­ately, cemented. Shallow erosion channels, narrow and broad, have intersected the pediments and removed part of the A 1 a gravel, and are today filled with gravel and/ or hiilwash of the A 2 a erosion phase. The upper parts of the pediments are com­pletely covered by gravel of the latter phase. It rests directly on sedentary material there. In the selected profiles, the A 2 a gravel is not represented. On the whole interfluve, independant of thick­ness and position, this gravel shows a lower clay content than the A 1 a gravel, and always a downward increase in clay and gravel content, which suggests a gradual change in sedimentation condi­tions. This gravel, therefore, does not provide useful material for the purpose of this paper. In both, Ajala IV and I, two hillwash layers rest on the A 1 a gravel. The material is rich in coarse sand, and in one case contains a fairly high amount of fine gravel. The demarcation between upper and lower layer of hillwash is indic­ated by:

Ajala IV Differences in material (higher quartz content in lower hillwash layer), grain size (high clay level, lower middle sand, and higher silt content in the lower layer) and pedogenetic processes (hydro­morphous mottling and manganese concretions with distinct boun­dary to the upper layer).

Ajala I

Differences in gravel content and grain size distribution (charac­teristic in the fractions 0,42-0,25, 0,25-0,15, 0,15-0,06 mm) , and by the stone line topping the lower layer (4), which contains manganese concretions - typical for the lower layer throughout as for the lower layer of Ajala IV - as erosional detritus, as weIl as ' some rock fragments from the rock outcrops upslope.

219

Ajolo IV

mm

% 60

50

40

30

20

70

2- 0.84- 0.42- 0.25- 0.15- 0.06-0.84 0.42 0.25 0.75 0.06 0.002

Ajolo /

mm

0/0 60

50

40

30

20

70

2- 0.84- 0.42- 0.25- 0.75- 0.06-0.84 042 0.25 075 0.06 0.002

flugun X VI 0/0

60

50

40

30

20

70

mm 2- 0.84- 0.42- 0.25- 0.75- 0.06-0.84 0 42 025 0.75 0.06 a 002

Fig. 1

Ode do B

mm

% 60

50

40

30

20

70

2- 0.84- 0.42- 0.17- 0.07- 0.02-0.84 0.42 0.77 007 0.02 0.002

Ode do C

mm

0/0 60

50

40

30

20

70

2 - 0.84- 0.42- 0.17- 0.07- 0.02-0.84 0.42 0.77 0.07 0.02 0.002

Odedo D 0/0 60

50

~ 40

30

~ 20

10 mm

2- 0.84- 0.42- 0.77- 0.07- 002-0.84 0.42 07 7 0.07 0.02 0.002

Vertical distribution of grain size composition of sand and silt in 6 profiles. The separation of the otherwise superimposed curves has been achieved by adding 5 % to the fractions in each successive sample-horizon starting from the bottom horizon.

220

In Ajala IV, the clay increases downward by steps from a 13-14 % level to a 31-32 % level. 1 shows a moderate imp over­ishment in clay and a drop in the very coarse sand fraction (2-0,84 mm). Both phenomena also characterize sample-horizon 4, which is the top horizon of the lower layer, as weil as the surface horizon of Ajala I. They do not appear in the sample-horizon 4 of the latter profile, but this has never been a surface horizon. The accumulation of detrital manganese concretions in the gravel of 4 indicates that the upper part of the lower layer was removed before the upper layer was deposited. The evidence provided by Ajala IV and I certainly gives no indication for clay migration. The clay impoverishment remains restricted to the surface hori­zons, both present and relict, while no clay peak accounts for a corresponding clay accumulation in the subsoil. The decrease in the coarsest sand fraction, however, could be interpreted as nega­tive selection of these not easily transportabIe grains by termites and earthwonns, and thus suggests that the loss of clay in the surface horizons may rather be attributed to a combined effect of surface wash and biological activity.

Textural differentiation in undisturbed hillwash deposits

To follow up this argument, we would like to present 3 profiles on hillwash deposits that originated in A 2 a phase and show no or only insignificant later disturbances. The profiles were sampled near Odeda, 40 km SW of Ibadan (vegetation : semi-deciduous forest-shifting cultivation-complex) on different slope positions: Odeda B (midslope), Odeda C (lower slope), B and C at 40 m distance on the same slope, 5 %, and Odeda D (lowest slope), close to a smaIl trough. The latter profile is covered by a thin layer of recent wash originating from a small village clearing.

The hillwash (Odeda) deposits are finer than those in the Ajala soils, so that no negative selection occurs in the coarsest sand fraction of the top horizons. The ratio of the non-clay fractions (fig. 1) suggests a very good textural uniformity of the deposit in Odeda C. Both in Band D, minor variations in sedimentation condi­tions occur as is to be expected during the deposition of material transported laterally on the slope by wash. Thus, the slightly finer texture in D 4 may account for the slightly higher clay content, and the higher content in coarse silt in B 4 might have coincided with a slightly lower clay level. As the original homogeneity of the deposits does not satisfy the requirements for a balance cal­culation of loss and gain, we cannot exclude migration of clay as a contributary process. However, it certainly appears unacceptable

221

Odeda B

1. 0- 12 cm 2. 12- 26 cm Light brownish-gray, bleached humus-horizon. 3. 26- 50 cm HillwaFh Below, gradual change to reddish- or orange-4. 50- 70 cm A2a brown. 5. 70- 90 cm

Odeda C

1. 0- 12 cm 2. 12- 26 cm Hillwash Yellow brownish-gray humus-horizon. 3. 26- 50 cm A2a Gray yellowish-orange humus-horizon. 4. 50- 70 cm Gradual change to light brown. 5. 70- 90 cm

Odeda D

1. 0- 10 cm Recent Gray yellowish-orange humus-horizon inc1uding cover some pisolites and potsherds.

2. 10- 35 cm Gray yellowish-orange humus-horizon, bleached. 3. 35- 65 cm Hillwash Rather uniformly yellowish-brown with . weak, 4. 65- 80 cm A2a pale hydromorphous mottling. 5. 80-100 cm

Grain size fractions (mm), in % of soH < 2 mm Humus FreeFe20 3

<0,002 0,002- 0,02- 0,074- 0,175- 0,42- 0,84-in clay

0,02 0,074 0,175 0,42 0,84 2 % %

Odeda B

1 12,0 6,0 7,1 17,4 26,4 18,9 11,8 0,33 0,49 2 15,0 6,0 13,4 14,0 21,5 17,5 11,9 0,63 0,53 3 23,5 5,5 14,0 11,4 17,4 16,4 11,3 0,33 0,59 4 22,5 6,0 17,4 11,5 16,5 15,5 10,5 0,51 5 26,0 6,5 13,9 13,0 16,4 15,0 9,1 0,51

Odeda C

1 9,5 8,0 11,0 19,0 27,9 16,3 7,4 0,82 0,90 2 9,5 8,5 12,9 19,2 26,7 15,2 7,5 0,33 1,29 3 14,0 8,5 11,9 18,1 24,2 14,5 8,3 0,28 1,42 . 4 17,0 7,5 12,3 17,5 23,3 14,4 7,8 1,20 5 17,0 8,0 12,0 19,3 22,2 12,9 8,4 1,12

Odeda D

1 10,0 7,0 14,3 13,9 21,8 17,4 15,3 0,12 1,72 2 11,0 7,5 9,1 13,8 21,8 20,0 16,4 0,25 1,12 3 24,5 6,5 8,1 9,7 17,8 19,0 14,0 0,17 1,12 4 26,0 8,0 10,5 9,7 16,0 15,5 14,0 1,00 5 24,0 5,0 10,3 9,3 15,7 17,1 18,3 1,12

222

as the main process of textural differentiation. In each profile, the clay content reaches and stays at a more or less constant level below the impoverished surface horizon of 25 cm. Even if we would consider the minor clay peaks in B 5 and D 4 as accumulation, this gain would not account for more than a fraction of the loss in the surface soil. More accentuated contrasts can be found in soils with higher clay levels in the subsoil, where differences in clay content may reach 20-30 %. It appears therefore, as if the Odeda profiles represent more advanced development stages of the same process that was already perceivable in the lower deposit (A 2 a) of Ajala IV, but was interupted there by an erosional and depositional phase, and which continued in the upper deposit of Ajala IV and I without yet reaching the same stage as in the Odeda soils.

The free iron oxide of the clay fraction, extracted with sodium dithionite, shows the effect of podzolization in Band C, with an accumulation of iron between 26 and 50 cm, which is unrelated to clay distribution. In the hydromorphous soil D, its content remains constant except for D 4, in which a band of manganese concretions occurs, and D 1 which is of extraneous origin. In both B and D, cultivation is responsible for the decline of the humus content in the uppermost 12 cm.

Textural differentiation in older, homogenous gravel deposits

We have so far considered soils developed in A 2 a and A 3 a deposits. The progressive pedogenesis they reveal gives no evidence for clay migration, but rather suggests the combined effect of biological activity and surf ace wash. Turning to the still older deposits of the A 1 a erosional phase, we have to restrict ourselves to pediment gravel as no hillwash occurrences have survived the subsequent erosion phases.

The two profiles, Odeda L and M, occur on the same slope at 130 m distance. T'he changes of climate from soH formation phase A 1 ~ - generally characterized by rather wet conditions -through 2 drier fluctuations, A 2 a and A 3 a, caused polygenetic development that is reflected in the morphology of the two soils. During wet conditions, which were associated with lateral seepage and iron transport, iron oxide coatings precipitated on the sur­faces of the pisolites, and consequently cemented them into aggreg­ates. The intensity of this phenomenon normally increased down­slope, where, finally, growing incrustation of the matrix tended to increase the massive coherence of the deposito In Odeda L (upper midslope) the pisoli tes are coa ted, in Odeda M (lower midslope) the glueing together of pisolites has reached an advanced stage,

223

Odeda L

1. 2. 3. 4. 5.

0- 10 cm 10- 25- cm 25- 50 cm 50- 70 cm 70- 90 cm 90-110 cm

Odeda M

1. 2. 3. 4.

0- 10 cm 10- 20 cm 20- 40 cm 40- 70 cm 70- 90 cm

Odeda K

1. 2. 3.

0- 5 cm 5- 20 cm

20- 40 cm 40- 60 cm

Clay % of soH < 2 mm

Odeda L

1 5,4 2 12,8 3 15,8 4 21,8 5 18,3

Odeda M

1 4,8 2 15,5 3 15,8 4 16,8

Odeda K

1 4,3 2 8,3 3 8,8

(*) See p. 216.

224

Disturbed cover of fine material (humus-horizon)

Gravel A1a

Brownish-gray humus-horizon. Below, gradual change to a reddish-brown colour of the matrix. The pisolites have a dark brown varnish in 1, but from 2 downwards are increasingly covered by strong reddish-brown to orange coatings. Matrix is well mixed by roots and uniform.

Disturbed cover of fine material (humus-horizon)

Gravel A 1 a

Brownish-gray humus-horizon. Below, gradual change to reddish -brown colour of the matrix in 2-4. Reddish-brown to orange iron oxide coatings cover the pisolites throughout and still serve as moderately strong cementing agent between many pisolites. The matrix, however, is well mixed by roots and uniform.

Disturbed cover of fine material (humus-horizo~) Gravel Brownish-gray humus-horizon. Below, change to A 2 a reddish-brown matrix. The pisolites - irregular,

sharp angular ferruginous bodies - are derived from strongly cemented gravel. They are some­what smaller and better rounded in 1.

Free Fe20 3 in c1ay, %

1,02 1,17 1,40 1,29 1,25

1,13 1,24 1,47 1,60

Gravel (> 2 mm) in % of total soH

70,0 72,4 74,0 57,4 55,3

80,5 57,7 54,0 51,2

87,8 53,5 66,0

Description(*)

52 % Pis, 18 % Q 51 % Pis, 21,4 % Q 54,4 % Pis, 19,6 % Q 47,1 % Pis, 10,3 % Q 49,5 % Pis, 5,8 % Q

50,5 % Pis, 30 % Q 38 % Pis, 19,7 % Q 37,5 % Pis, 16,5 % Q 39,2 % Pis, 12 % Q

41,4 % Pis, 46,4 % Q 26 % Pis, 27,5 % Q 28,1 % Pis, 37,9 % Q

though in both cases the very subordinate matrix appears to have remained free fr om incrustation. Today, af ter areversion to drier conditions, the matrix is oxidized, weil mixed by roots, and of uni­form colour without any signs of the former hydromorphism.

Both profiles are covered with thin layers of fine material (10 cm) which were not sampled because of disturbances caused during the excavation of the trench which provided the exposure of the gravel. As, however, this surface layer must have been removed and renewed at least once (A 2 a), more likely several times, the present cover cannot be related to the complete soil formation process in the gravel body itself. The clay distribution in the two profiles shows a striking difference. If we would contrast the two possible processes of textural differentiation, and consider the ideal clay distribution produced by clay migration on the one hand, and the combined effect of surface wash and faunal activity on the other, profile L would certainly represent the former, profile M the latter. The almost constant clay content below a depth of 20 cm has been observed before in the younger hillwash soils, and it also characterizes profile K, a soil developed on A 2 a gravel resting on A 1 a gravel in an erosion trough, and included here for comparison.

Both K and L show a concentration of gravel in the uppermost gravel horizon. This is to be expected, as the gravel particles cannot be transported by either termites or earthworms, and remain be­hind wh en fine material is brought to the surface. Not to be expected was the low clay content of this sample-horizon. Logically, the loss of clay should be restricted to only that material, which at one time was exposed at the surface, i.e. the cover of fine material. A return of cover material to the uppermost gravel horizon must, therefore, be assumed, and this assumption does not seem far-fetched considering the amount of biogenous cavities - root channels and termite tunnels - which occur in this depth, and which are continuously being filled by soil material washed in from above. A repeated cycle of this type may weil be envisaged. In profile L, a similarily sharp drop in clay content occurs in the uppermost gravel horizon, but the generaIly less pronounced concentration of gravel reaches a depth of 70 cm, i.e. involves 60 cm of gravel. This depth reflects the general operation depth of termites and earthworms, and it may, therefore, be suggested that profile M was - at least during the main soil formation period phase A 1~, but possibly also later - too wet to permit a deeper penetration by soil fauna. The hydromorphism of M, moreover, mayalso have prevented any but the most negligabIe downward migration of clay, a process that obviously operated in the better

225

drained upper midslope profile L, though also here in conjunction with surface wash and the activity of the soil fauna.

Conclusions

The purpose of our report was to show that the widespread vertical differences in texture - sandy surface soil/ subsoil with higher clay content - in tropical soils are not necessarily the result of a pedogenetic process, but often reflect primary differ­ences in clay content of the parent material. Pedogenetic studies as weil as soil classification systems with underlying pedogenetic concepts wiIl have to be based on a recognition of the existence of pedisediments and their internal stratification, even if this may necessitate a review of earlier interpretations.

Stratified deposits do not provide comfortabIe objects for pedo­genetic studies. Firstly, though the different functional types of pedisediments are easily recognized - at least in soils on igneous and metamorphic rocks - complex stratification may remain obscure, especiaIly if field study is restricted to individu al profiles. Layering within gravel or hillwash may be unperceivable or be discovered only along continuous exposures, e.g. trenches, where discontinuous stone lines reveal demarcations between two layers. Secondly, individu al layers are often shaIlow, and it is difficult to find sufficiently deep and homogeneous deposits to prove the effect of a suggested pedogenetic process by balance calculations. Many deposits have been truncated before the next layer was superimposed. Thirdly, gradual changes in texture due to changes in sedimentation condition frequently occur even within one and the same layer, as the type of lateral wash process responsible for the deposition of the pedisediments is not conducive for good homogeneity.

For these reasons, it seems unavoidable that the present discus­sion on the type of pedogenetic differentation of the texture retains a certain speculative element. However, already the restriction of the study of vertical clay distribution to such profiles or profile sections that appear uniform, simplifies and - in conjunction with the possible age differentiation of pedisediments - introduces a pedogenetic order into the otherwise rather confusing and hardly understandable variability of clay distribution curves. Under such conditions, the most frequently observed (see also SMYTH, 1963) type of clay distribution is that of a more or less constant clay level below a clay impoverished surface horizon, but without any sign of an equivalent accumulative peak in the subsoil. The degree of textural differentiation increases with the age of the deposit, resp. the age of the soil formation (A 3 - A 2), but also probably

226

with rising original clay content. ünly in the older deposits (A 1 a) do weIl developed clay accumulation peaks occur in the subsoil.

In order to explain the two types of clay distribution we suggest that two types of textural differentiation processes operate both causing impoverishment of the surface horizon. The one - more effective and, therefore, of sole importance in young soils - com­bines the known activity of the soil fauna of carrying soil material to the surface with a process of surface wash, which deprives the soil of its finer constituents. These constituents are predominantly clay, but fine silt mayalso be lost or - in other sites, where the velocity of the surface water is slowed down - be accumulated.

In a general way, this proposition seems to solve the apparant discrepancy between the considerable mud load of the rivers on the one hand, and the stability against eros ion of the forest covered soil on the other. It also answers the obvious question why the known activity of the soil fauna does not compensate the proposed effect of clay migration, which has hitherto been most frequently mentioned as the main process of textural differentiation. Accord­ing to the occurrence of acceptable clay peaks in the subsoil, this latter process should be much slower, and therefore become obser­vable only in older soils.

Further evidence in favour of the operation of the first process, i.e. combined surface wash and faunal activity, is provided by the negative selection of the coarser grains in the material transported by the soil fauna, a fact that leads to a considerable accumulation of gravel in the upper sample-horizons of the gravel soils. No other process could explain this phenomenon nor its strict correla­tion to the degree of the relict hydromorphism experienced by these soils.

227

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229

The influence of stratification and age of pedisediments on the clay distribution in ferruginous tropical soUs

Summary

The widespread textural clifference between topsoil and subsoil in sols ferru­gineux tropica,ux may he caused by primary differences in the stratified pedisediments as weIl as by two pedogenetic processes, i.e. clay migration, and the activity of the soil fauna (earthworms, termites) combined with the loss of clay by surface wash. The latter process produces éoarser textured (coarse sand and gravel) surface horizons impoverished in clay above a subsoil with constant clay level. If clay distribution studies are restricted to apparently uniform profiles and profile sections, this type of clay distribu­tion is most frequently observed especially in recent soils, while in older deposits clay accumulation in the subsoil can also be found. Clay migration, therefore, appears to be a much slow er process than loss of clay by surface wash. Different sets of profiles have heen presented to demonstrate this relationship. The findings are based on extensive stratigraphic studies of pedisediments in Western Nigeria, which also permitted to differentlate between deposits according to age ..

'.'influence de la stratification et de rage des pédisédiments SUl

Ja distribution verticale d'argile dans les sols ferrugineux tropicaux

Résumé

La différence en texture qu'on trouve souvent entre Ie sol de surface et Ie sous-sol dans les sols ferrugineux tropicaux, peut être causée par des différences primaires dans les pédisédiments stratifiés, aussi bien que par deux actions pédogénétiques, c.-à-d. la migration d'argile, et l'activité d'ani­maux dans Ie sol (vers de terre, termites) en combinaison avec une diminution de la teneur en argile par Ie ruissellement. Par cette dernière action se déve­loppent des horizons appauvris en argile et à très gros grains, sur un sous­sol à teneur en argile constante. Si on limite l'étude de la distribution d'argile aux profiles, respectivement aux sections de profiles, apparemment uniformes, cette manière de distribution se présente plus fréquemment, surtout dans les sols jeunes, tandis que dans les dépots plus agés une accumulation d'argile dans Ie sous-sol peut être aussi observée. La migration d'argile semble être donc un procédé bien plus lent que l'effet de ruissellement superficiel. Diffé­rents groupes de profiles ont été examinés pour démontrer ces relations. Les résultats sont basés sur des études stratigraphiques détaiIlées des pédisédi­ments au Nigéria d'Ouest, et ils ont aussi permis une diHérenciation d'age entre les divers dépots.

230

De invloed van straillikatie en ouderdom van pedisedimenten op de vertikale klei verdeling in de «sols ferrugineux tropicaux»

Samenvatting

Het textuurverschil tussen boven- en ondergrond bij de sols ferrugineux tropicaux wordt, buiten de oorspronkelijke verschillen in de gestratificeerde pedisedimenten, veroorzaakt door twee pedogenetische verschijnselen: de kleimigratie en de aktiviteit van de bodemfauna (aardwormen, termieten) in verbinding met een vermindering van het kleigehalte door oppervlakkige afspoeling. Door dit laatste verschijnsel ontstaan grofkorrelige, aan klei ver­armde horizonten op een ondergrond met konstant kleigehalte. Wordt de studie van de kleiverdeling beperkt tot profielen of profielsecties met uni­forme opbouw, dan stellen we vast dat deze wijze van kleiverdeling het meest voorkomt in recente bodems. In oudere afzettingen daarentegen kan even­eens een klei akkumulatie in de ondergrond aangetoond worden. Kleimigratie schijnt dus langzamer te verlopen dan het verlies aan klei ten gevolge van oppervlakkige afspoeling. Een hele reeks profielen werden onderzocht om deze betrekkingen aan te tonen. De resultaten zijn ontnomen aan een diep­gaande stratigrafische studie van de pedisedimenten in West-Nigerië. Dat onderzoek liet daarenboven een differentiatie toe van de ouderdom onder de verschillende afzettingen.

Einflu6 der Schichtung und des Alters der Pedisedimente auf die vertikale Tonverteilung in den tropischen Böden

Zusammenfassung

Der verbreitete Texturunterschied zwischen Ober- und Unterboden in tropischen Böden kann drei Ursachen haben, nämlich primäre Unterschiede zwischen Pedisediment-Schichten, Ton-Migration und eine Kombination von oberflächlicher Abspü1ung von Ton und der Tätigkeit der Bodenfauna (Regen­v,rürmer, Termiten). Letzterer Prozess erzeugt Oberboden-Horizonte, die an Ton und grobkörnigen Elementen (Grobsand und Kies) verarmt sind, und die einen Unterboden mit gleichbleibendem Tongehalt überlagern. Beschränkt man die Untersuchung der Tonverteilung auf einheitliche Profile oder Profil­abschnitte, wird eine solche Tonverteilung gerade in jüngeren Böden vorzugs­wei se gefunden. In ä1teren Ablagerungen gibt es dagegen auch Ton-Migration mit ausgesprochener Anhäufung von Ton im Unterboden. Ton-Migration scheint deshalb in diesen Böden ein viel langsamerer Prozess als der Ton­verlust durch oberflächliche Abspülung. Urn diese Beziehungen zu de­monstrieren, werden einige Profilreihen vorgezeigt. Sie entstammen einer ausführlichen stratigraphischen Untersuchung der Pedisedimente in West­nigeria, auf Grund derer auch eine altersmäBige Differenzierung der Pedise­èimente möglich war.

231

PEDOLOGIE, XVII,2, pp. 232-258, 2 tab., appendix. Ghent, 1967.

MINOR ELEMENTS IN GALAPAGOS SOILS(O)

J. LARUELLE & G. STOOPS

CONTENT

Introduction

1. Material and methods 11. Material

12. Methods

2. Results

3. Discussion

31. Concentration and behaviour of the different elements

32. Profile trends and trace element contents in relation to kinds of soils

4. Conclusions

References

Appendix (analytical data)

Summary - Samenvatting - Résumé - Zusamrnenfassung

J. Laruelle, Dr. Sc. - Associated Lecturer.

G. Stoops, Dr. Sc. - Appointed research fellow at the National Fund for Scientific Investigation. (Respectively leader and member of the Belgian Scientific Mission 1962 to the Galapagos Islands). Geologisch Instituut, Rijksuniversiteit Gent. -

(*) Contribution no. 46 from the Charles Darwin Foundation for the Galapagos Islands.

232

Introduction

Knowledge on trace element content has not only a scientific interest for the pedogenetic interpretation of the soils, but also gives some useful information for agriculture. So, in the scope of the interpretation of the pedological observations and materials gathered by the « Belgian Scientific Mission 1962 to the Galapagos» and the complementary material sampled by Dr. J. Lamelle during the « Galapagos International Scientific Project 1964 », we thought it important to investigate the trace element content of the diff­erent soil types.

The authors wish to thank Prof. Dr. G. Vancompernolle, Director of the Laboratory of Pedology of Lovanium University of Kinshasa (Congo) , where the trace element analyses have been carried out by the junior author.

1. Material and methods

11. Material

34 samples of 13 profiles, representing characteristic soil types of Santa Cruz (9 profiles) and Santa Fé (4 profiles) , were analysed for trace elements. Classification and localization of these soils are summarized in table 1. For more details we refer to the com­plete profile descriptions in other papers (J. LARUELLE, 1966; J. LARUELLE, P. DE PAEPE & G. STOOPS).

12. Methods

X-ray fluorescence analysis was used for semi-quantitative deter­mination of 13 chemical elements with atomic numbers higher than 21, both for total and extraetabIe elements.

121. Preparation of the samples

Extractable elements

- 100 g fine earth are shaken during two hours in 1000 mI of a 2.5 '% solution of acetic acid at pH 2.5 (R. MrrCHELL, 1:948). After filtration, internal standards (Cr and Pb) are added to the filtrate and the solution is evaporated in an oven until dry. The residu is scratched out and pressed onto a flat disc, that can be put in the sample-holder of the X-ray equipment.

233

Total elements

- A sample of fine soU material is ground to dust in an agate mortar; _ an aliquot of 500 rog of ,this powder is mixed with the internal standards and borax is added to 750 mg. This mixture is p.ress~d onto a flat disco

122. Registration of the fluorescence spectra and interpretation

Analyses were carried out with a Philips X-ray equipment, using a gold anticathode and a LiF -crystal as analyser.

Calculation depends entirely on the comparison of the fluores­cence intensity of the element in question with that of the internal standards (Cr and Pb). A correction for absorption is calculated in function of the reciprocal intensities of the two internal stan­dards (G. VANOOMPERNOLLE, 1961; G. VANCOMPERNOLLE, G. STOOPS & J. KAYENGA, 1965; G. STOOPS, 1966).

Sensivity of the analyses depends greatly upon the element under consideration as weIl as upon the presence of other constituents which may influence the fluorescence intensities of the spectrÇl in question. The error lies between 20 to 30 %, at the best it may be lower than 15%.

For a few samples the determination of trace elements in the soil· extract may be relatively less exact. For samples V,2 and XVII,3 not enough material was available (required quantity: 100 g). Thus, determinations were carried out on less than 40 g, arid the results extrapolated to 100 g; this way errors may increase. In accordance with the high amounts of extracted material yielded from samples XVII,3 and LXI,4 the trace element content in the aliquot was very diluted, and errors due to the interpretation of the registrograms are more probable.

2. Results

A summary of the analytical data is represented in table 2. Comparatively, 'some main values for trace elements in rocks and soils have been added. The first column shows the average com­position of oceanic tholeiitic basalts and alkali basalts from sea­mounts and islands (A. ENGEL, C. ENGEL & R. HAVENS, 1965). It has been pointed out that, with respect to the principal elements, the average composition of the rocks of the Galapagos Islands lies between these two basalt types. We noted that the trace element content also is of intermediate composition.

Column 2 shows the average trace element content in the con­tinental crust (8. TAYLOR, 1964), whereas column 3 presents the range of trace element contents in soils (D. SWAINE, 1965). Numbers

234

Table 1

Classification and localization of the studied profiles

Profile number Soil group and parent material Pedological zone(*) Elevation in meters

Isla Santa Cruz XLVIII U stropept on basalt Arid coastal zone 15 XVII Haplustalf on weathered basalt Arid coastal zone ±20 LXI U stropept on weathered basalt Arid coastal zone .w V Haplustoll on weathered basalt Trahsitional zone ±110 I Hapludoll on weathered basalt Transitional zone 180 XIV Argiudoll on weathered basalt and

pyroclastic material Scalesia forest zone ±230 XLI Umbric vitrandept on pyroclastic

deposits Brown zone ±410 IX Umbric vitrandept on tuffs Brown zone 470 L Andic troporthent on pyroclastic

material Miconia belt 400

Isla Santa Fé S.F. m Haplustalf on basalt colluvium Arid coastal zone 10 S.F. IV Haplustalf (Rhodustalf?) on basalt

colluvium Arid coastal zone 25 S.F. Ir HaplustaH on basalt colluvium Arid coastal zone 70 S.F. I Haplustalf on basalt in situ I Arid coastal zone 90

(*) According to J. LARUELLE, 1966 and 1967.

between brackets mark the estimated average (mostly alter A. WINOGRADOW, 1954). When not indicated as such, extractions were ~ade with diluted acetic acid (R. MITCHEL, 1948).

Since data often differed considerably, averages were calculated separately for soils of the arid coastal zone and for those of the more humid upland regions. Where most values are below the sen­sitivity limits of the method, ranges are indicated instead of averages. In other cases, as for total Co and extractable Zr, all samples had contents below the sensitiveness, even so for total Mo «20 ppm) and extractabie Mo «0.1 ppm). .

The mean content of extractable Iodine was only calculated for the soils of Isla Santa Fé (average 2.87 ppm, standard deviation 2 ppm) , as this element only occurred sporadically in the soUs of Isla Santa Cruz (sensitivity limit for I in extract: 1.0 ppm).

3. Discussion

In this discussion we shall first examine the behaviour of each element individually, whereafter the general profile trends and differences between soil types will be treated.

235

I:\.:) w ~

Table 2 Trace element content of Galapagos soils, compared with values for rocks and soils

Rocks Soils

Galapagos soils(*)

Element Tholeiitic and Continental Average in Soils of the arid coastal Soils of the upland alkali basalts Crust ppm zone

Average in Average in

-.- ppm ppm M

Fe e 2.18 Ti t 8,900-17,200 5,700 1,000-10,000 7,200

(4,000) Ti e <1 2.5-<0.1 Mn t 1,350-1,240 950 200-3,000 1,410 Mn e 5.94 Ni t 97-51 75 5-500 111 Ni e <0.1 0.812 Cu t 77-36 55 2-100 43.9 Cu e 1 0.075 Zn t nd 70 10-300 150.0 Zne 30 0.09-<0.10 Co t 3·2-25 25 1-40 <±20 Coe 0.1-1 0.1-<0.02 Sr t 130-815 375 50-1,000 (200) 119.8 Sr e 20 (NH4Ac) 12.9 I Ba t 14-498 425· 100-3,000 (1,000)' ±199 Ba e 30 (NH4Ac) Zr t 95-333 165 60-2,000 (500) 196

1

Nb t <30-72 20 24(**) 33-<6 Y t 43-54 33 200 18-<10

t = total content; e = content in extract; nd = not determined. (*) All values expressed in ppm on air dried soil material.

(**) According to F. GRIMALDI & I. BERGER, 1961.

zones

(J M I (J

3.06 3.10 5.41 2,200 11,750 3,260

1.1-<0.1 356 3,156 840

4.5 36.6 35.3 46.2 130 49.5 0.300 0.233 0.231

12.5 57.0 31.0 0.149 0.275 0.25

15.6 82.1 38.5 0.368 0.989

<±20 0.3-<0.02

56

1

108 60.5 4.95 35.9 I 21.4

12.8 ±234 I 12.4 M = 4.25- cr = 4.34

54.5

1

262.5

1

103 25-<6 45-<10

41. CO'ncentration and behaviour of the different elements

Iron

No results are given for the total iron content as the employed method cannot be used for such high values. N evertheless, some interesting statements could be made from the relative values at our disposal. The soils of the more humid zones contain at least 50 '% more total iron than the soils of the arid coastal zone. A specific profile trend could not be observed, only an accumulation in the argillic horizons could he supposed.

Generally, a decrease of extractable iron is observed from the lower horizons to the top layer, with exception of the Al horizon where the mobility of this element increases due to the formation of organic complexes. Mean contents of extractahle iron for both zones are not significantly different. If profiles XVII and LVI were not considered as belonging to the arid coastal zone, the differences between extractahle iron content of both zones would be greater, and also more significant.

An estimate of the percentage of extractahle iron with respect to the total iron content reveals that a steady increase (factor 5 to 10) from top to bottom is a general rule.

Titanium

The total titanium of the Galapagos soils is somewhat higher than the normal content of soils in general owing to the ahundance of titaniferous minerals in the parent material (titaniferous augite, ilmenite etc.). As these soils are still very young and no ferrallitiza­tion has taken place, Ti is less abundant than in Hawaiian soils, wh ere the average content is ahout 25,000 ppm (HOUGH, 1937-41, quoted by A. WINOGRADOW, 1954). Generally, soils of the arid coastal zone contain less Ti than those of the higher regions.

Only a small fraction of the titanium present in the soils could be extracted with dilute acetic acid, about 0.01 to 0.001 % . This low value may be ascribed to the relatively slow weathering of the Ti-bearing minerals of these hasalts, and the fact that these soils seldom have an acid reaction.

A general profile trend could not be found, nei ther for the total nor for the extractahle content. The ratio Ti/ Zr is usually. about 40, ranging from 30 to 50.

Manganese

There is a rather iinportant difference between the tot al man ... ganese content of the arid soils (average 1400 ppm) and that of

237

the soils of the upland region (3160 ppm). Compared to the normal Mn-status of soils the latter are very rich. A correlation between total Mn content and other soil caracteristics could not be estab­lished.

° The difference between arid soUs and those of the more humid regions is still more striking when considering the content of extracted Mn. SoUs of the uplands contain nearly 37 ppm extract­abIe Mn, whereas only about 6 ppm are found in those of the arid coastal zone. This difference becomes even more pronounced when profile XVII (probably a Paleosol) would be considered as not belonging to the arid region (in that case: average extracted Mn in the arid zone soils: 4.28 ppm with standard deviation of 2.44 ppm). As a general trend for the more differentiated soils one may say that the humus-rich horizons (Al) contain more extract­abIe Mn than the others.

The amount of Mn present in an extractable (HAc) form, ranges between 0.2 and 6 0/0, though normally it lies between 0.2 and 0.5 %. The lowest values were foundo in the arid soUs (owing to a higher pH value ?). Within one and the same profile, the high est values usually occur in the Al horizon.

Compared to the zonal tropical soils (several authors), the total Mn content is rather high, but the extractable part is low. Also the accumulation in the Al horizon seems to be less pronounced.

Nickel

No significant difference could be found between the total Ni content of the soils of both regions, nor was there a general trend in the distribution of nickel in the different horizons. Compared to the values given in the litterature, the amounts of extracted Ni are very high (see table 2), although the solubility is normal, ranging from 0 to 2 %.

The differences between soils of the arid coastal region and the soils of the more humid up land parts of the island are very clear when considering the values for extractabIe Ni : 0.81 ppm for the former and only 0.23 ppm for the latter. This difference seems to be significant.

Copper

The Cu content of both soil groups is nearly the same and cor­responds very weU with the mean values found in other soUs. The amount of Cu extracted with dilute acid is lower for coastal soils than for soils of the uplands. U sually the Al horizon contains more extraetabie Cu than the other horizons of the same profile. A

~38

relation between the extractable Cu content and texture of different horizons was apparent, but no correlation could be determined.

Only 0 to 1.7 % of the Cu is present in HAc soluble form; this value is very low compared to the data obtained from Congolese soils. This is probably due to the fact that the pH of the Galapagos soils is relatively high.

Cobalt

Since the sensitivity of the employed method for Co determina­tion is strongly influenced by the presence of iron, no Co could be determined in the total samples. The soi! extracts, however, contain relatively little iron, so values for extractable Co could be obtained in some cases. The contents range between 0 and 0.3 ppm and attain their highest values in profile IX. According to experiment al limits (R. MITCHELL et al., 1957), nearly all the Galapagos soils would be Co-defi~ient since they contain less than 0.3 ppm acetic acid extractable cobalt: Compared to values found in Congolese soUs analysed with the same method, Galapagos soUs seem to 'bè paor in extractable Co; all the ,same .it would be dangerous to conclude that these soils are really déficient. Further investiga­tions on this problem are required. The use of other extraetants could yield more significant results.

Zinc

The total zinc content is higher in the soils of the upland region (150 ppm) than in those of the coasta! region (82 ppm) , both values heing in the range of the norma! soils. There is a general trend for Zn to decrease with depth in the profile.

In the arid zone, soUs - except ,for profile XVII - contain only very little extractable Zn (mostly below the sensitivity limit of the method); for others, higher va lues are common. Distribution of extraetabie Zn seems to he related to the humus content of the different horizons with greater amounts in the surface horizons and decreasing with depth.

Between 0 and 17 % of the tatal Zn content is extractable. The values decrease from top to bottom, and are lower in the arid ...zone than in the humid zone. The trend within the profile is similar for both regions though the absolute values are lower in the arid zone than in the humid zone.

Strontium

The total strontium content is quite the same in sooIs of hoth climatic zones. The average content is low when compared with

239

O'ther sO'ils. Much mO're Sr cO'uld be extracted frO'm the sO'ils O'f the more humid regiO'n than frO'm the arid sO'ils. StrO'ntium present in the arid sO'ils is alsO' less extractable: less than 10 % (except prO'files XVIII and LXI) in the arid sO'ils, abO'ut 20 '% in the upland sO'ils.

NO' specific trend could be O'bserved for distribution of total or extractable Sr in the profile, except an impoverishment in the Al hO'rizO'n.

Barium

Total Ba content of the Galapagos soils seems to be rather lO'w, when compared to other soils, due tO' the composition O'f the parent material. The differences between sO'ils O'f the arid and the more humid region is not significant. AIsO' the amO'unt O'f HAc-extract­able Ba is very IO'w, of ten below the sensitivity of the method. The distribution of Ba in the profile may be influenced by its clay cO'ntent.

Zirconium

Total Zr cO'ntent could be somewhat higher in sO'ils of the mO're humid zone than in thO'se of the arid zO'ne. The values obtained agree very weil with thO'se O'f O'ther sO'ils and with the cO'ntent of the parent rock. The absence of extractable Zr agrees with the recent character of the sO'ils and the absence O'f ferrallitizatiO'n (G. VANCO'MPERNO'LLE, G. STOOPS & J. KAYENGA, 1965). NO' definite prO'file trend cO'uld be O'bserved.

Niobium (or Columbium) and Yttrium

NiO'bium and yttrium are very irregularly distributed in the Galapagos soils. The Nb content is normal tO' lO'w compared to that of trO'pical soils (only data O'n tropical soils cO'uld be fO'und) which is about 24 ppm (F. GRIMALDI & 1. BERGER, 1961). The low Nb content O'f tholeiitic basalts may be responsibIe fO'r this pheno­menon.

The yttrium content of all the Galapagos sO'ils is also lO'w.

Iodine

Extractable iodine was found in a few sO'ils O'f Isla Santa Cruz. In the soils of Isla Santa Fé, however, it is much more cO'mmO'n. The reason for this difference is not yet knO'wn, although it may be attributed to the physical envirO'nment. The maximum height of this small island does not exceed 255 m and all samples were

240'

taken in the low coastal zone. The iodine, if not partly of volcanic origin, may be deposited by airborn salts or absorbed from the seawater during a period of submergence, or it may even be of biologicalorigin.

Others

During the analyses it was found that the soils of Isla Santa Fé and a few horizons of the soils of the arid zone of Isla Santa Cruz contained detectable amounts of extractable sulphur and phosphor, whereas in other soils these elements were not visible on our registrograms. A quantitative determination, however, could not be carried out, since the method employed is not suitable for these elements.

Contamination of the mineral soils in the lower coastal zone with marine organic material (bird excrements) is not excluded and could probably be responsible for the presence of larger amounts of Pand S. Sulphur may originate also from the dissolu­tion of small amounts of gypsum which may occur in those arid soils.

42. Profile trends and trace element contents in relation to kinds of soils

The number of observations being very restricted, only some general trends of the distribution of trace elements in the different horizons of the Galapagos soils can be suggested. However, the formulated rules are never demonstrated all together in a single profile; they are rather a hypothetic expression of the various observations.

The humiferous A horizon is mostly enriched in Zn and probably in Ba (total) . It contains also the highest amount of extractable Mn, Fe and Cu. This surface accumulation can be explained by an immobilization of these elements by the plants and a consequent fixation in the organic matter. On the other hand, the Al horizon generally has a low Sr (total and extracted) content, owing to leaching. It has to be taken into account that Sr is less strongly absorbed by the clays than Ba.

Iron and titanium tend to accwp.ulate more or less in the B horizons of the more evoluated soils. The content of extractable iron, however, gradl,lally increases from top to bottom (except for the higher content in the humiferous horizons), whereas that of extractable Zn decreases. The stage of weathering of the material in the different horizons (Fe-Si complexes in the lower horizons) and the influence of the humic material (Zn-humic complexes;

241

Zn fixation by micro-organisms (K. RANKAMA & Th. SAHAMA,

1960), may explain these trends. The amount of extractable iodine in the soils of Isla Santa Fé increases with depth.

It is difficult to compare these trends of trace element distrib~~_

tion with data from the litterature, since ahnost no analYtical results of comparabIe soiIs were found.

According to P. DE PAEPE (private communication), the differ­ent rocks of Isla Santa Cruz and Isla Santa Fé have nearly the same composition and consist mainly of plagioclases (A!4o-80), magnesium-rich olivine, augite (sometimes titaniferous), ilmenite and magnetite. Therefore, differences in trace element content between soils are essentially the result of soU forming factors.

As we already mentioned before, an important difference is found between the superficial reddish soils of the arid coastal zone and the soils of the more humid uplands. The former have trace element contents that are only a little higher than those of the parent material; the latter have a much higher total Fe, Mn and Ti content and also a higher amount of extractable Fe, Mn, Cu, Zn and Sr.

Thus one is inclined to conclude that the soils of the coastal region are less developed, whereas those of the higher zones seem to have undergone more intense weathering and soi! formation. This fact is more evident when one takes into consideration that profile trends of trace elements are weak in the coastal soils and more pronounced (although weak if compared with other soils) in the upland soUs.

Morphology of the coastal soUs, however, makes it seem likely that they originate from weIl developed soils (presence of coatings, high clay content, red color).

The locally deeper, reddish soils weathered from basalt in situ in the arid coastal zone of Isla Santa Cruz differ from the more superficial reddish soils on colluvial material (as discussed above) in that their trace element content is intermediate or similar to the soils of the higher regions. Their morphology, however, is comparable to that of the superficial reddish soils. These soils-were mentioned by J. LARUE~LE (1966, 1967) as Paleosols.

The reason for the contradiction between morphology and trace element content of the superficial soUs, and the difference between these and the deeper reddish soils, is not clear. These problems as weIl as others concerning trace element content and distribution in the upl~nd soils, can o~y he solved if analytical data about the trace element content in the different separates are available, together with information on the mineralogical composition of each separate.

242

4. Conclusions

1) Total trace element contents of the Galapagos soils are generally in agreement with the composition of the par ent material. This confirms the supposed recent (in some cases even lithosolic) character of these soils.

2) Distribution in the soil profiles shows no pronounced differ­ences, as could be expected. Profile trends are in agreement with general observations of trace element distribution in other ooil types quoted by several authors (R. MITCHELL, 1964; A. WINO­

GRADOW, 1954).

3) The reddish superficial soils of the arid coastal zone, although morphologically weIl developed, have trace element contents com­parable to those of the parent material. Soils of the more humid zones (zones 2 to 5 according to J. LARUELLE, 1967) have more pronounced profile tre~ds and higher values for some total and extracted elements.

The deeper, reddish soUs, developed in products weathered from basalts in the arid coastal zone, have trace element contents inter­mediate or similar to those of the more humid upland soils. This difference is not explained.

4) Minor element deficiencies were not detected with certainty, but the low values for a ' few elements in the extract (mainly Co and Mo) need some attention and further investigations should be carried out before intensive cultivation is considered.

Summary

34 samples of 13 representative soH profiles of !sla Santa Cruz and !sla Santa Fé were analysed for trace elements by X-ray fluorescence analysis. Semi-quantitative determination of 13 elements was carried out for the tota! sample and for the soH extract (extraction with 2.5 % acetic acid solution).

An enrichment for tota! Zn and Ba and extractable Mn, Fe and Cu, and an impoverishment for extractable Sr were observed in the Al horizons. Soils of the more humid uplands differ from those of the arid coástal zone by higher amounts of tota! Fe, Mn and Ti, lower Zn content and higher values for Fe, Mn, Cu, Zn and Sr in the soH extract. Deeper soils in the coastal zone show intermediate values. The recènt character of all the soils is c1early demonstrated by their trace element content ,and its distribution in the profile.

243

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Winogradow, A., P., 1954.

244

Geochemie seltener und nur in Spuren vorhandener chemisch er Elemente im Boden. Akadewe-Verlag, 249 p., Berlin.

APPENDIX

Trace element content of the düferent soils(*)

1. ,Soils of Isla Santa Cruz (Indefatigable Island) 1) Profile XLVIII

U stropept on basalt (arid coastal zone)

Horizons

Al (B)

Depth (cm) 0-10 10-24 % clay «2J.t) 15.50 42.80 % organic carbon 1.08 0.44 C.E.C. (meq/100 g) 36 23.7 pH (H2O) 6.6 6.2 Ti 7,400 7,600 N'ill 1,800 1,700 Co <s(**) <s Ni 72 65 Cu 39 50 Zn 76 61 Sr 110 42 Ba <100 <100 Zr 160 170 Y <10 <10 Nb <6 16 Fe <0.05 nd Ti <0.1 Mn 11 Co 0.1 Ni 0.3 Cu 0.4 Zn 1.3 Sr 8 Ba 2.9 Zr <0.1 Y <0.3 Nb <0.5 I <1.0

(*) The chemical and physical analyses have been made in the laboratories of the department of Physical Geography and Soi! Science at the Ghent State University (Dir. Prof. Dr. R. TAVERNIER) under the supervision of R. HAUSPY, Chemical Engineer-Agronomist. Trace element analyses were done in the laboratory of Pedology of the Lovanium University of Kinshasa (Congo) (Dir. Prof. Dr. G. VANCOMPERNOLLE).

(**) < s: value below the detection limit.

245

2) Profile XVII

Haplustalf on weathered ·basalt (arid coastal zone)

Horizons

Al B2 e Depth (cm) 0-5 5-80 80-84

]~ % clay «2~) 52.70 52.25 nd % organic carbon 1.00 1.87 nd

~ro e.E.C. (meq/100 g) 84 79 nd pH (~O) 6.8 7.1 nd Ti 6,200 3,300 8,40('-

'Cl Mn 1,200 2,100 1,200

iJ9 Co <8 <8 <s

p.~ Ni 60 92 74 '-'s Cu 32 56 ~ ~ dl Zn 32 52 41 ~Ql

i ~ Sr 65 88 120 Ba 240 200 270

].b Z. 240 190 250 0 Y <10 10 <10

E-4 N~ <6 27 Z1 Fe 2.7 6.3 8.2 Ti 0.4 <0.1 2.5 Mn 13 10 18

dl,.... Co <0.02 <0.02 <0.02 ~ S Ni 0.8 0.8 1.4 .b 8:

Cu 0.08 <0.04 <0.04 dl'-' - Zn 0.06 0.09 <0.01 ,.oJ9 ~ ~ Sr 9 17 20 () dl cu S Ba 1.7 3.6 <1.5 .ti dl

~Ql Zr <0.1 <0.1 <0.1 Y <0.3 <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 <0.5 I <1.0 <1.0 6.2

246

S) Profile LXI

U stropept on weathered basalt (arid coastal zone)

Horizons

Al Ad (B) Cl

Depth (cm) 0-4 4-10 10-45 45-78 - % clay «2JA.) 59.80 52.95 58.75 34.42 t1l t.g % organic carbon 0.48 0.28 0.08 0.08 ~ t1l c3""d C.E.C. (meq/100 g) 57.2 . 58.8 54.8 nd

pH (~O) 7.8 7.8 7.6 7.8 Ti 5,200 7,300 5,700 3,600

'a Mn 1,700 1,500 1,700 1,300

î~ Co <s <s <5 <s ~§ Ni 120 100 120 140 '-'e Cu 63 49 56 38 ~~ Zn 47 40 44 22 Q,I Q,I

Sr 45 48 54 125 1:: Q,I

o ~ Ba 100 <100 250 <100 u!:J Zr 140 140 140 62

~ Y <10 <10 <10 <10 E-4 Nb <6 <6 <6 <6

Fe <0.05 3.5 0.4 9.9 Ti <0.1 0.2 0.6 <0.1 Mn 2.8 5.1 4.8 <0.3

~- Co <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 ] & Ni 0.4 0.7 0.4 6.7 ~ Cu 0.08 1.7 <0.04 <0.04 Q,I-- Zn <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 ,..Q.!1

t § Sr 11 15 11 25

j~ Ba 2.7 <1.5 4.2 <1.5 Zr <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Y <0.3 <0.3 <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 I <1.0 <1.0 <1.0 <1.0

' 247

4) Profile V

Haplustoll on weathered basalt (transitional zone)

Horizons

All A12 Cl

Depth (cm) 0-20 20-36 36-70 - % c1ay «2 Jl) 40.50 63.30 72.60 cu '"' .s % organic carbon 6.72 3.21 4.36 (1) cu ~ro C.E.C. (meq/1oo g) 59.2 31.1 50.9 el

pH (~O) 7.1 6.8 6.7

Ti nd 5,000 6,000 ~ Mn 2,800 3,400

S.s CO <s <s p.~ Ni 80 160 p. (1)

'-'El Cu 46 50 ril (1)

Zn 50 60 ~Ql ..... (1) Sr 60 70 § t) Ba 240 250 t) cu -~ Zr 160 160

~ Y <10 <10 Nb <6 <6 Fe nd 2.6 0.1 Mn <0.1 <0.1 Mn 42 8

(1),.... Co 0.2 <0.02 ~ El Ni 0.6 0.9 .b 8: Cu 0.4 0.1 (1)'-'

A.s Zn 0.2 0.01 .s ~ Sr 33 9 t) (1) cu El Ba 12 2

~"* ZJ~ <0.1 <0.1 Y <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0..5 I <1.0 <1.0

248

5) Profile I

Hapludoll on weathered basalt (transitional zone)

Horizons

All Al2 Cl C2

Depth (cm) 0-20 20-37 37-60 60-80 cu % clay «2~) 11.65 15.65 15.65 33.15 t ~ % organic carbon 5.67 4.08 3.57 3.16 r::= t1l

Ó~ C.E.C. (meq/100 g) 49.7 41.0 36.25 35.2 pH (HzO) 7.4 7.1 7.4 6.9 Ti nd 13,000 13,500 11,700 ..... Mn 3,400 3,300 2,400 0

8.s Co <s <s <s 8: r::=

Ni 180 230 190 ,-,Cl)

Cu 130 110 60 ~ § r::= ...... Zn 170 140 60 Cl) Cl)

S!" 150 170 200 .. r::= Cl)

Ba 320 260 <100 o C) tol t1l

'"' Zr 290 280 250 ] .. 0 y 16 27 <10

E-4 Nb <6 <6 <6 Fe nd 0.75 0.5 1.8 Ti 0.44 0.53 <0.1 Mn 12 7 6

~- Co <0.02 <0.02 <0.02 t1l S Ni 0.1 0.02 0.1 .b 8: Cu 0.2 0.1 0.1 Cl)'-'

~~ Zn 0.8 0.1 <0.01 Sr 63 34 53

t1l Cl)

<1.5 3 .b E Ba <1.5 ~~ Zr <0.1 <0.1 <0.1

Y <0.3 <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 <0.5 I <1.0 <1.0 <1.0

249

6) Profile XIV

Argiudoll on weathered basalt and- pyroclastic material (Scalesia forest zone)

Horizons

Au A12 B(t) C

Depth (cm) 0-5 5-13 13-40 4~-75

C;; % clay «2~) 12.10 8.00 13.20 17.45 ~,g

% organic carbon 8.56 4.39 3.04 2.90 ~ C1l

~"tj C.E.C. (meq/100 g) 50.4 50.6 35.9 36.85 Ö pH (H2O) 7.4 7.0 6.8 6.5

Ti 11,000 12,500 12,300 11,500 cg Mn 3,500 3,500 3,400 1,500

i~ Co <8 <s <s <s

o.~ Ni 120 110 150 130 '-'s Cu 68 74 75 38 !l~ Zn 100 100 100 65 Q Q) Q) Sr - 130 120 140 170 ~ Q)

8 ~ Ba 100 330 270 <100 ]b Zl' 250 250 300 250 0 Y <10 <10 <10 <10

8 Nb <6 <6 <6 <6 Fe 1.5 1.2 1.5 2.6 Ti 0.6 0.5 0.4 <0.1 Mn 105 76 42 93

~---- Co <0.02 <0.02 <0.02 0.2 C1l S Ni 0.2 0.3 0.1 0.2

. ~ ~ Cu 0.9 <0.04 0.2 0.1

Q)-

~~ Zn 0.6 0.4 0.06 0.04 ,e,) Q) Sr 23 25 29 29 b S Ba <1.5 <1.5 <1.5 <2.6 ~~ Zr <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Pil Q)

Y <0.3 <0.3 <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 I <1.0 1.2 <1.0 <1.0

250

7) Profile XLI

Umbric vitrandept on pyroclastic deposits (brown zone)

Horizons

An A12 A3

Depth (cm) 0-3 3-9 9-50 cu % clay «2 J,t) 9.70 17.35 5.95 á1 .s % organic matter 6.21 4.27 1.98 ~ (Ij CI)"'Ó C.E.C. (meq/lOO g) 75.6 57.5 38.8 Ó

pH (H2O) 6.5 5.8 5.6

Ti 12,100 11,100 'Cl Mn nd 4,400 3,600

î!l Co <s <s

o.~ Ni 107 106 '-' El Cu 24 7 ~ Cl) Zn 52 33 ~~ ..., Sr 160 <10 ~ Cl) o C) Ba 300 340 C) (Ij

...... ob Zr 220 210 ~ Y 14 10 ~ Nb 23 22

Fe nd 0.9 1.5 Ti 0.1 <0.1 Mn 16 5

Cl) Co <0.02 0.07 C) ..-.. (Ij El Ni 0.09 0.03 ob 8: Cu 0.2 0.1 CI)'-'

A!l Zn 0.4 0.06

-t ~ Sr 61 9.4 ~ El Ba 9.8 4.2 ..., Cl)

~~ Zr <0.1 <0.1 Y <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 I <1.0 <1.0

251

8) Profile IX

Umbric vitrandept on tuffs (brown zone)

Horizons

All A12 Cl <; Depth (cm) 0-5 5-32 32-70 70-106

ca % c1ay «2J.1.) 10.50 9.20 11.75 18.00 ~~ % organic carbon 3.33 3.12' 1.29 1.27 ~~ e.E.e. (meq/100 g) 52.5 43.5 41.6 nd

pH (H2O) 6.00 6.1 6.4 5.7

Ti 13,500 15,000 16,000 16,500 'ê) MIJ 3,700 3,700 3,500 3,300

'S.j9 Co <s <s <s <s

§:s= Ni 100 100 140 160 ,-,,<1>

Cu 60 50 60 30 .j9 ~ ~~ Zn 100 100 80 70

§ ~ Sr 140 120 40 40

Col ~ Ba 420 300 <100 370 ]~ Zr 360 380 100 540

0 Y 42 45 40 15 ~ Nb 6 <6 <6 25

-. Fe 1.0 1.1 8.8 22 Ti 0.6 1.1 <0.1 <0.1 Mn 95 18 18 18

~- Co 0.3 <0.02 0.3 0.2

~ ä Ni 0.2 0.1 0.2 0.2 p. Cu 0.2 0.6 0.6 0.5 Q)-- Zn 1.3 0.7 0.4 0.2 ..o.j9

~ ~ S::.- 48 82 40 32 ~ S Ba 10 9 4 12 ~ Q)

~~ Zr <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Y <0.3 <0.3 0.6 3.2 Nb <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 I <1.0 <1.0 <1.0 <1.0

252

9) Profile L

Andic troporthent on pyroclastic material (Miconia belt)

Horizons

Al C

Depth (cm) 0-9 9-50 ca % c1ay «2J.t) 21.65 11.65 t~ % organic carbon 3.60 3.21 ~~ C.E.C. (meq/lOO g) 68.6 55.4

pH (H2O) 4.5 5.2

Ti 7,300 nd ~ Mn 1,100

S,fJ CO <5

8:~ Ni 20

;~ Cu 30

~41 Zn 24 .... Q) Sr 20 § C) Ba 100 C) tU

]~ Zr 200 0 Y 10

E-4 Nb 6

Fe 1.7 nd Ti 0.4 Mn 24

~- Co 0.1

.b ä Ni 0.2 p. Cu 0.08 Q)"-'

::O!l Zn 0.6 ~ s:= Sr 4 tU Ë Ba 3 ~~ Zr <0.1

y. <0.3 Nb <0.5 I <1.0

·253

2. SoUs of Isla Santa Fé (Barrington Island)

1) Profile S. F. III

Haplustalf on colluvium, derived from basalt (arid coastal zone)

Horizons

Al B2t Cl C2

Depth (cm) 0-10 10-75 75-100 100-110 - % clay «2~) 42.55 52.05 nd 32.70 CIS

'"' CIS Q)+> % organic carbon 0.36 0.36 0.20 ~ CIS Q)'"C c.E.e. (meq/100 g) 48.6 25.0 nd Ö

pH (H2O) 7.6 7.6 0.20

Ti 9,200 9,900 nd 7,200 cg Mn 1,100 1,400 1,800

î~ Co <s <s <s

p.~ Ni 110 120 140 '-'s Cu 39 28 36 ~ Q) Zn 81 64 45 ~dl Sr 190 180 170 +> Q) § () Ba 390 260 220 () CIS

'"' Zr 260 260 260 ]+> Y- 10 <10 10

~ Nb <6 <6 6

Fe 0.4 0.7 1.4 Ti 0.1 <0.1 1.8 Mn 3.8 3.0 3.1

Q) Co <0.02 <0.02 <0.02

().-... Ni 0.7 0.9 1.0 CIS 8 ~ ~ Cu <0.04 <0.04 <0.04 Q)'-' Z11 0.03 <0.01 <0.01 ::a~ Sr 17 15 14 t ~ Ba 9 15 <1.5

CIS S ~~ Zr <0.01 <0.1 <0.1

Y 0.3 <0.3 <0.3 Nb 0.5 0.5 <0.5 I 2.0 2.8 7.6 Ag 0.1

254

2) Profile S. F. IV

Haplustalf (Rhodustalf?) on colluvium derived from basalt (arid coastal zone)

Horizons

A l B2t

Depth (cm) 0-12 12-17 ...... % clay «2,....) 39.40 54.30 CIS

I-< CIS Q)+> % organic carbon 0.52 0.12 ~ CIS Q)"C C.E.C. (meq/100 g) 44 54.4 ~

pH (H2O) 7.9 8.5

Ti 12,000 6,200 ~ Mn 1,800 1,200

SUl Co <s <s 0.1:: Ni 270 120 0. Q) '-'8 Cu 59 42 $l~ Zn 70 52 ~ Q)

Sr 84 72 1:: Q) o C) Ba 370 300 C) CIS I-<

Zr 200 180 ]+>

0 y 14 <10 8 Nb <6 <6

Fe 0.4 0.7 Ti 0.6 1.3 Mn 5.7 5.8

Q) Co <0.02 0.02 C)-'""'

CIS 8 Ni 0.9 1.4 .13 0. 0. Cu 0.04 <0.04 Q)'-'

:a Ul Zn <0.01 <0.01 CIS+>

+> ~ Sr 9 10 ti Q)

~ ~ Ba 4.1 4.3 ~al Zr <0.1 <0.1

Y <0.3 <0.3 Nb <0.5 <0.5 I <1.0 1.8

255

3) Profile S. F. II

Haplustalf on colluvium derived from basalt (arid coastal zone)

Horizons

Al Bt C

Depth (cm) 0-10 10-60 60-70 Cil % c1ay «2J.1.) 50.55 54.05 57.80 ~.5 % organic carbon 0.36 0.08 0.12 Q) ~

~"O C.E.C. meq/l00 g) 48 42.5 . 36.6 pli (H2O) 7.9 8.3 8.7

Ti 8,300 7,700 6,300 1) Mn 930 1,100 930

i~ Co <s <s <s p. ~ Ni 100 100 90 '-'E CU 25 58 25 ~~ Zn 41 57 34 ~ Q) ~ Q) Sr 140 170 160 5 ~ Ba 440 <100 250 ~ ~

]!l Zr 200 240 220 0 Y <10 18 <10

E-c Nh <6 19 <6 Fe 0.7 1.5 <0.05 Ti <0.1 0.6 0.3 Mn 3.9 4.6 4.0

~- Co <0.02 <0.02 <0.02

.s & Ni 1.0 0.8 0.7 s:l. Cu 0.5 <0.04 <0.04 Q)'-'

:a!l Zn <0.01 <0.01 <0.01 ~ ~ Sr 11 14 9

.s ~ Ba 7.5 3.3 <1.5 ~'i Zr <0.1 <0.1 <0.1

Y <0.3 <0.3 <0.3 Nh <0.5 <0.5 <0.5 I 3.6 2.3 3.5

256

4) Profile S. F. I Haplustalf on basalts (arid coastal zone)

Horizon Ad

Depth (cm) 0-3 ~ % clay «2~) 56.78 ~~ % organic carbon 0.32 ~'t:I C.E.C. (meq/loo g) 38.4 Ö

pH (H2O) 7.1

Ti 8,300 CS Mn 920

S.fl CO <s 0.1=: Ni 100 0.(1/

'-'El Cu 39 .fl (1/ Zn 41 jQl

Sr 97 -:; § ~ t) CIS Ba <100

ca.!:i Zr 220

~ Y 14 Nb 33

Fe <0.05 Ti 0.3 Mn 2.1

(1/_ Co <0.02 ~ El Ni 0.9 .!:i 8:

Cu <0.04 (1/'-'

~~ Zn <0.01 t) (1/ Sr 5.1 CIS El Ba <1.5 b (1/

~Ql Zr <0.1 y <0.3 Nb <0.5

1.7

257

Sporenelementen in bodems van de Galapagos eilanden

Samenvatting

34 monsters afkomstig van 13 profielen representatief voor de verschillende bodemtypen van de eilanden Santa Cruz en Santa Fé, werden op sporenele­menten onderzocht door middel van X-stralen fluoresoentie. 13 elementen werden semi-quantitatief bepaald in het totale bodemmonster en in het bodem­extrakt (2,5 % azijnzuur als extraktiemiddel).

Een aanrijking aan totaal Zn en Ba, en aan extraheerbaar Mn, Fe en Cu, en een verarming aan extraheerbaar Sr werden vastgesteld in de Al hori­zonten. Bodems uit het vochtige binnenland verschillen van die uit de drogere kustzone door hogere gehalten aan totaal Fe, Mn en Ti en lagere Zn-ge­halten, en hogere waarden voor Fe, Mn, Cu, Zn en Sr in het bodemextrakt. Enkele diepere bodems uit de kustzone hebben intermediaire waarden. Het recent karakter van al deze bodems komt duidelijk tot uiting in hun gehalte aan sporenelementen en de verdeling ervan in het profiel.

Les éléments traces dans les sols des nes Galapagos

Résumé 34 échantillons, orlgmaires de 13 profils représentatifs pour les différents

types de sols des îles Santa Cruz et Santa Fé (Galapagos, Ecuador), ont été analysés par spectrométrie aux rayons-X. Pour 13 éléments traces la teneur totale et la teneur dans l'extrait de sol (par acide acétique à 2,5 %) ont été dosées semi-quantitativement.

Dans l'horizon Al un enrichissement en Zn et Ba total et en Mn, Fe et Cu extractible, et un appauvrissement en Sr extractible sont constatés. Les sols de la région intérieure humide se distinguent de ceux de la zone cotière aride par des teneurs plus élevées en Fe, Mn et Ti tatal et Fe, Mn, Cu, Zn; et Sr extractibles, et des teneurs plus basses en Zn total. Quelques sols plus profonds de la zone cotière ont des valeurs intermédiaires. Le caractère récent des sols ressort c1airement de leur teneur en éléments traces et de la distribu­tion de ceux-ci dans Ie profil.

Spurenelementen in den Böden der Galapagosinseln

Zusammenfassung

34 Bodenproben aus 13 Bodenprofilen, welche die charakteristischen Boden­typen der Insel Santa Cruz und Santa Fé vertreten, wurden mittels Röntgen­spektralanalyse untersucht. 13 Spurenelemente wurden in der totalen Boden­probe und in dem Bodenextrakt (der Auszug erfolgte mit einer 2,5 prozen­tigen Essigsäurelösung) semiquantitativ bestimmt.

Eine Anreicherung an Zn und Ba (Gesamtgehalt) und Mn, Fe und Cu (im Bodenauszug) wurde neben einer Verarmung an Sr (im Bodenauszug) in den Al-Horizonten festgestellt. Böden des feuchteren Binnenlandes unterscheiden sich von denen der trockenen Küstenzone durch einen höheren Gehalt an Fe, Mn, Cu, Zn und Sr im Bodenauszug, einen höheren Gesamtgehalt an Fe, Mn und Ti und einen geringeren Gehalt an Zn. Einige tiefere roten Böden der Küstenzone zeigen dazwischenliegende Gehalte. Der Gehalt an Spuren­elementen und ihre Verteilung im Profil weist darauf hin, daB sich diese Böden nur rezent bildeten.

258

1_ PEDOLOGIE, XVII,2, p. 259-265, 1 fig., 1 tab. Ghent, 1967. 1

MICROMORPHOLOGICAL STUDY OF A ccCAT-CLAY •• SOIL

H: ESWAlRAN

Introduction

MOORMANN (1963) has discussed the formation and problems of cat-clay soils in the tropics. Two stages in the formation of such a soil have been recognised - the mud-clay stage, when the soil is in a reduced state, and the cat-clay stage when it is oxidised. The formation of pyrite indicates the end of the mud-clay stage and the soil remains as such, until, as a result of drainage, the oxidation of the pyrite results in a very acid cat-clay soi!.

Within a given profile it is possible to see these two stages. The soi! selected for study comes from the State of Selangor in Malaysia. It has formed in a basin under brackish water conditions and has been recently drained. It has a Histic epipedon, and as the classi­fication of Histosols has not been elaborated as yet, the au thor has provisionally called this soil a Fluventic dystropist. The pro­file description is as below and the analytical data are given on table 1.

Field description

Ao 0-8" Peat, quite loose and friable and weIl decomposed, dark reddish brown (5 YR 2/ 2). The lower boundary with the second horizon is indistinct.

Al 8-16"

Organic clay, brown to dark brown (7.5 YR 5-4/ 2). Fairly high percentage of partly decomposed organic matter. Consistency rather greasy, structure subangular blocky, coarse, strong. No iron deposits and no mottling.

H. Eswaran, Malaysia. Post-graduate student, University of Ghent.

259

N C7) Q

Table 1

Physico-chemical analysis of Linau Series

Hor. Depth

inch. 0-2 2-10

Ao 0-8

Al 8-16 10.45 47.65

Cl 16-24 28.70 36.20 C2 24-32 34.05 27.35 C2 32-40 30.30 31.00

Particle size (J.t) distribution in % pH O.C.

10-20 20-50 2-50 50-2000 KCI H20 %

2.8 3.4 19.92 28.05 13.50 89.20 0.35 2.9 3.1 9.40 23.35 11.30 70.85 0.45 2.3 2.5 10.44 16.85 20.50 64.70 1.25 2.1 2.3 9.90 20.20 18.15 69.35 0.35 2.2 2.4 6.14

Cl 16-24"

Similar to second horizon except for very heavy light yellow deposits associated with buried organic matter.

C2 24"+

Ahnost structureless, grey-brown (2.5 Y 5/ 2), very greasy silty clay, containing a high percentage of buried, partly decomposed sedges and grasses. There are heavy light yellow deposits associa­ted with organic matter and the soil darkens rather slowlyon exposure to air and the final colour af ter prolonged exposure is black (5 YR 2/ 0). Within this horizon there is buried timber.

The clay fraction of the topsoil and subsoil were subject to differential thennal analysis, X-ray analysis and electron micro­scopy. All the methods of analysis indicated the presence of weIl crystallised kaolinite and also illite; clay sized quartz were also present.

Micromorphological study

1. Method

Undisturbed and oriented samples are impregnated with a mix­ture of 100 cc. of Vestopal H, 20 cc. of Monostyrene, 3 drops of cobaltoctate and 6 drops of cyclohexanoperoxide under vacuum. The hardened material is cut, ground, mounted on a petrographic slide, polished and protected by a cover slip. The detailed pro­cedure is given by LARUELLE (1965).

In this study, the descriptive system of BREWER (1964) will be used, ex cept that one of the tenns of. BREWER loc cit has been modified. The term «fossil fonnation» has been substituted by «biofonnation and biorelict ». Biofonnation is to be considered under orthic pedological features and biorelict as inherited pedolo­gical feature. Biorelict is to be defined as. «preserved features in the soU which are not in the stages of plasmification or decay; its present occurrence is as a result of fonner biological activity in the soil ». Intact plant residues found nonnally in soils under waterlogged conditions, shells of molluscs, will all be considered under this category. The tenn is exclusively employed for those biological features that are stabie under the present soil conditions. Biofonnations on the other hand, are «features, as a result of bio­logical activity which are contributing to the present pedogenetical processes in the soil ». The tenn would incorporate all such features as faecal pellets and many pedotubulic features. The distinction made may be fine, but whereasbiorelicts are static features, bio­fonnations are dynamic features in the soil.

261

2. Summary of micromorphological observations

Skeleton

In the top soil there are practically no skeleton grains, it being a typical histic epipedon. The amount and size of the skeleton grains increase with depth. The main component is quartz, though deeper in the profile some muscovite, brookite and tourmaline were found.

Plasma

Due to the heavy masking effect of the organic matter the plasma does not show any typical features. In the Al horizon the plasmic fabric is weakly developed in-vo-skelsepic and in the Chorizon, it is weakly developed vo-skel-ma-omnisepic.

Organic matter

This is the most predominant feature in this profile. Mineralisa­tion is proceeding in the top soil whereas in the subsoil, the original plant tissues are still intact-biorelicts. A mechanical breakdown proceeds simultaneously to the chemical decomposition of the organic matter. Fragments of organic matter in the stages of plas­mification, scattered in the s-matrix are a common feature in the topsoil.

Voids

Mainly meso to macro channels; meso, ortho vughs some of which are interconnected; few planar voids, referred distribution often horizontal.

Plasma concentrations

Being high in organic matter, which is being incorporated in the s-matrix, a common feature seen are channel organans some of which are neocutanic. The most important form of concentra­tions are the pyrite crystallaria which mainly occur in the reduced zone. The morphological aspects of the format ion of these crystal­laria is given later.

Bioformations

Mainly occur in the form of faecal pellets.

BioreLicts

Undecomposed plant remains with intact cellular structure are seen in the subsoil; shells of molluscs are present in the low~st horizon.

262

3. Genesis of crystallaria

From a study of the occurrence of pyrite crystallaria in this profile, it is possible to evaluate the micromorphological aspects of pyrite formation.

In the deepest part of the profile, where reducing conditions still prevail, plant residu es dominate. This zone has a predominance of pyrite crystals and most of these crystals occur neocutanically to the root channels. These have been called channel neopyritans. Formations of channel neopyritans is believed to be the first stage (fig. lA). Microbial decomposition of the outer wall of the plant remains results in the liberation of sulphur which under the existing reducing conditions combines with the iron in the soils solution to precipitate as pyrite crystals. The crystals are arranged subcutanically to the plant tissue e.g. a root channel. With the decomposition of the wall of the root channel, there is a gradual invasion by the pyrite crystals (fig. lB) and finally resulting in the formation of pyrite crystal tubes (fig. lC).

The pyrite also occurs as intercalary crystals dispersed in the s-matrix. Sometimes they are grouped together giving a amygdal­

A

B

•

oidal shape. These forms may originate as channel neopyritans or as localised précipitations in the s­matrix from the sulphur and iron-rich soil solution.

In the oxidised zone of the profile, the amount of crystallaria is considerably reduced and finally disap­pears. The pyrite is oxid­ised and goes into solution as sulphuric acid or as basic sulphates .

Fig. 1

Stages in the fonnation af pyrite crystal tubes.

263

Conclusion

The micromO'rpholO'gical study indicated that the lower part O'f the profile is in the mud-clay stage and the upper part in the cat­clay stage O'f fO'rmatiO'n. The O'xidatiO'n of the pyrite is prO'gressing frO'm the tO'p dO'wnwards and sO' resulting in a very acid pH. The soil has been limed and this accO'unts fO'r the slightly lower acidity in the tO'p sO'il.

The microbial decompositiO'n O'f plant residu es with the liberatiO'n O'f sulphur frO'm the prO'teins is necessary fO'r the fO'rmation of pyrite. The fa ct that the pyrite cry'stals appear to invade the plant tissues, suggests that the liberated sulphur is immediately preci­pitated in situ after cO'mbination with irO'n from the soil solution.

Pyrite can alsO' be fO'rmed when a peaty soil is inundated by brackish water containing sulphates, under reducing cO'nditions. PO'NS (1964) has classified three forms of pyrite - primary, secO'n­dary and tertiary - and it is the secondary fO'rm which is asso­ciated with plant tissues. The secO'ndary fO'rm is also attributed tO' the fO'rmatiO'n of cat-clays in the tropics.

The O'ther micrO'mO'rphological feature O'f interest was the plasmic fabric, which, as seen in some other sedimentary sO'ils (EsWARAN,

1964), showed a prO'gressive develO'pment with depth in the sO'lum. In this prO'file the plasmic fabric was skelsepic in the Al hO'rizO'n, ma-omnisepic in the Cl and O'mnisepic in the C2 • The Cl is perhaps in the stage of fO'rmation O'f a cambic B hO'rizO'n, thO'ugh this was nO't very evident in the field.

REFERENCES

Brewer, R. 1964. Fabric and mineral analysis of soils. Ed. J ohn Wiley & Sons.

Eswaran, H. 1967. Micromorphological studies of some soils of the coastal plains of Western Malaysia. State University, Ghent.

Lamelle, J. 1965. N otes on Soil Micromorphology. State University, Ghent.

Moormann, F. R. 1963. Acid sulphatesoils (cat-c1ays) of the Tropics. SoU Sci., vol. 95, pp. 271-275.

Pons, L. J. l1964.

264

A quantitative microscopical method of pyrite determination in soils. Soil Micromorphology, Elsevier pub. Co., pp. 401.

Micromorphological study of a «cat-clay» soU

Summary

Thin sections of a c cat-clay,. soil were studied and their micromorpho­logica 1 features evaluated. The formation of pyrite crystallaria, from the mor­phological point of view, was described. It was shown that it is essentially an invasion feature of the plant tissues and a microbiological breakdown is fol­lowed by an in situ precipitation of pyrite crystals. Granulometric, chemical and clay mineral analyses were also performed on the soi!.

Etude micromorphologique d'un «cat-clay»

Résumé

L'étude de lames minces d'un c cat-clay,. a permis d'évaluer quelques caractéristiques micromorphologiques. Du point de vue morphologique la formation de cristallaria de pyrite a été décrite. n a été démontré qu'il s'agit essentiellement d'un phénomène d'invasion de tissus végétaux; la décomposi­tion microbiologique de ceux-ci est suivie par une précipitation de cristaux de pyrite in situ.

Des caractéristiques granulométrique et chimique du sol sont données, ainsi que la composition de la fraction argileuse, qui est essentiellement kaolinitique.

Micromorfologische studie van een «katteklei »

Samenvatting

De studie van slijpplaatjes van een c katteklei ,. heeft toegelaten enkele micromorfologische eigenschappen van deze specifieke bodemvorming te for­muleren. De vorming van pyriet-cristallaria wordt morfologisch beschreven. Er wordt aangetoond dat het essentieel gaat om een invasie van plantenweefsel, waarvan de microbiologische ontbinding gevolgd wordt door een neerslaan van pyriet-kristallen in situ.

De granulometrische en enkele chemische eigenschappen van de bodem worden vermeld; de kleimineralogie wordt toegelicht, kaoliniet blijkt hier te domineren.

Morphologische Studie über Pulvererde (cat-clay)

Zusammenfassung

Die Untersuchung von Dünschliffen einer Pulvererde (cat-c1ay) hat es ermöglicht einige mikromorphologische Merkmale über diese typische Boden­bildung zu formulieren. Die Bildung von Pyrit- c critallaria ,. wird morpho­logisch beschrieben. Es wird gezeigt, daJ3 es sich im wesentllchen ~ eine pflanzengewebe-Invasion handelt; die mikrobiologische Zersetzung dieses Gewebes wird gefolgt durch die Fällung von Pyritkristallen in situ.

Weiter werden noch der Korngrö13engehalt und einige chemische Merkmale des Bodens gegeben; die Tonmineralogie wird erläutert; der Kaolinit stellt das dominierende Mineral dar.

265

COMPTES RENDUS BOEKBESPREKINGEN

El agua en el suelo

M. W. TSCHAPEK

Consejo superior de investigaciones cientificas.

Instituto c Jose M. ALBAREDA ,. de Edafologia y Biologia vegetal. Serrano 117, Madrid. 1966.

Prix : 600 Pesetas.

eet ouvrage traite en 12 chapitres les problèmes de l'eau du sol.

L'auteur commence par la description des propriétés de l'eau du sol. En­suite un chapitre est consacré à l'étude du sol en tant que système filtrant pour l'eau. Les propriétés de l'eau adsorbée, de la vapeur d'eau et de l'eau libre (immobile, capillaire, descendante) sont traitées en détail aux chapitres IV, V, VI, VII et VIII.

Au chapitre IX, on étudie les relations: eau du sol/plante. Après avoir traité les problèmes relatifs à la conservation de l'eau dans

Ie sol, l'auteur finit son ouvrage par une classification de l'eau du sol. Ce travail représente un ouvrage complet de grande valeur didactique.

Fertilizzazione e fertilizzanti

Ottaviano BOTTINI

A cura delle Publiscientia - Napoli, 1967. 507 p.

C. Sys.

TI s'agit d'un ouvrage qui traite en détail et d'une façon systématique Ie problème de la fertilisation et des engrais.

La première partie expose les principes fondamentaux de la fertilisation. L'auteur commence par l'examen des facteurs de production agricole, il étudie les possibilités d'intervention au cyc1e de production et donne un exposé sur les lois qui se trouvent à la base de la production agricole. Les facteurs de production, sous controle du cuitivateur, sont longuement dis­cutés. La première partie finit par l'éIaboration de la base de la fertilisation.

Dans la seconde partie de ce travail l'auteur traite les engrais. On y trouve la définition et la classification des engrais. Une description détaillée des engrais organiques et minéraux est donnée. La composition chimique et les méthodes de conservation du fumier de fenne sont traitées. Un grand nombre de fumiers organiques artificiels (compostes) sont décrits.

Finalement la troisième partie traite la fertilisation pratique en fonction des conditions pédologiques et édaphiques.

n s'agit d'un ouvrage de grande valeur didactique, très complet et abon­damment documenté, que nous recommendons à tous ceux qui sont en charge d'un enseignement de la fertilisation.

C. Sys.

266

Die mikromorphometrische Bodenanalyse

Herausgegeben von W. L. KUBIËNA

196 pJ.ges, 33 photos dont 9 en couleur, 84 figures et dessins, 7 tableaux, relié. Ferdinand Enke Verlag-Stuttgart 1967.

Ce livre, dédié à la mémoire du Professeur Jose Maria Albareda y Herrera, comprend 12 publications de 8 auteurs espagnol et allemand, traitant diffé­rents aspects de la micromorphologie et de la micromorphométrie.

Après un article introductif du Prof. W. L. Kubiëna, évoquant l'origine de la micromorphologie et son évolution vers la micromorphométrie, une série d'articles traite les techniques de préparation des lames minces. Trois auteurs exposent les résultats de l'application de la micromorphométrie dans l' étude de la genèse des sols.

Une autre série d'articles met en évidence quelques applications pratiques de la micromorphologie et de la micromorphométrie (les sols volcaniques, la teneur en eau du sol, l'influence sur l'évolution de certaines maladies de plantes tropicales).

En conclusion, un projet de classification des formes naturelles des pores, des aggrégats et de la structure des sols, est présenté.

Ce livre donne un très bon aperçu de l'état actuel de la micromorphométrie et ses possibilités dans différents champs d'applications.

Tous ceux qui s'intéressent à la micromorphologie et la micromorpho­métrie ou appliquent ces techniques dans leurs études trouveront ici une quantité de données du plus haut intérêt.

F. De Coninck.

Atlas zur Bodenkunde

Robert GANSSEN , Friedhehn HÄDRICH

87 pp., 20 cartes, 28 fig. Bibliographisches Institut-Mannheim, 1965. Prix: 19 DM.

eet ouvrage, unique en son genre, représente une excellente synthèse de la géographie des sols.

L :l première partie débute par une série de petits chapitres ou les auteurs traitent, avec compétence, les principes de fa pédologie régionale et les gran­des unités géographiques. Pour les spécialistes, une liste bibliographique par continent se révèle très utile.

L3. seconde partie intéressera tout particulièrement les spécialistes en classification et les géographes: c'est un répertoire complet de cartes couvrant Ie monde entier. Une carte des sols du globe est présentée. Ensuite des cartes individuelles par continent sont présentées d'après une légende uniforme. Ces documents cartographiques sont illustrés par des cartes régionales. Les problèmes de la formation des sols, en fonction des conditions du milieu, sont clairement exposés en 28 figures.

TI faut féliciter les auteurs de l'ceuvre considérable qu'ils ont réalisée, avec autant de patience que de ferveur. Tous ceux qui s'intéressent à la science du sol en général ou à la pédologie régionale en particulier, ne manqueront pas d'apprécier la grande valeur de cet atlas.

c. Sys.

267

SOMMAIRE INHOUD

L. De Leenheer

Considérations critiques sur la valeur des résultats de la déter­mination de la porosité totale et de la distribution des pores du sol . 123

G. Gaucher

Les conditons de pédogénèse dans la partie septentrionale du littoral sénégalais 153

G. J. Al Rawi & C. Sys

A comparative study between Euphrates and Tigris sediments in the Mesopotamian flood plain . 187

H. Fölster & T. O. Ladeinde

The influence of stratification and age of pedisediments on the clay distribution in ferruginous tropical soiIs . 212

J. Laruelle & G. Stoops Minor elements in Galapagos soils 232

H. Eswaran

Micromorphological study of a c cat-clay. soil . 259

Comptes rendus - Boekbesprekingen 266

268