ISSN 0079-0419

PEDOLOGIE Edité avec l'aide financière de la Fondation Universitaire

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

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

en van het Ministerie van Nationale Opvoeding en Franse Cultuur

Bulletin de la Société BeIge de Pédologie

Bulletin van de Belgische Bodemkundige Vereniging

1982

XXXII, 1

Comité de rédaction Redactiecomi té Editorial Board

P. Bullock (Rothamsted, U.K.), J. D'Hoore (Leuven, België), R. Dudal (FAO, Roma, Italy), R. Frankart

(Louvain-Ia-Neuve, Belgique), G. Hanotiaux (Gembloux, Belgique), A. Herbilion (Louvain-Ia-Neuve, Belgique),

U. Schwertmann (Munchen, BRD), C. Sys (Gent, België), M. Van Ruymbeke (Gent, België).

Chief Editor: W. Verheye (Gent, België).

D/1982/0346/2

SOCIÉTÉ BELGE DE PÉDOLOGIE

Secrétariat : Institut Géologique, Krijgslaan 281, B - 9000 Gand

Compte de chèques postaux : 000-0566241-52 : Société BeIge de Pédo­logie, Institut Géologique, Krijgslaan 281, B 9000 - Gand.

Prix d'abonnement par an pour la revue PEDOLOGIE: 600 FB

BELGISCHE BODEMKUNDIGE VERENIGING

Secretariaat: Geologisch Instituut, Krijgslaan 281, B - 9000 Gent.

Postrekening: 000-0566241-52 : Belgische Bodemkundige Vereniging, Geologisch Instituut, Krijgslaan 281, B - 9000 Gent.

Abonnementsprijs per jaar voor het tijdschrift PEDOLOGIE: 600 BF

PRESIDENT D'HONNEUR ERE-VOORZITTER

J. Baeyens

SECRETAIRES GENERAL HONORAIRES ERE-SECRETARISSEN -G ENERAAL

R. Tavemier J. Ameryckx C. Sys

ANClENS PRESIDENTS OUD-VOORZITTERS

V. Van Straelen t F. Jurion t L. De Leenheer G. Manil t A. Van den Hende G. Scheys L. Sine t A. Cottenie

(1950-1953) G. Hanotiaux (1954-1955) M. De Boodt (1956-1957) A. Herbilion ( 1 9 5 8-1 9 59) P. A vril (1960-1961) J. D'Hoore (1962-1963) M. Van Ruymbeke ( 1 964-1 96 5) R. Frankart (1966-1967)

(1968-1969) ( 1 970-1 971) (1972-1973 ) (1974-1975) ( 1976-1977) ( 1978-1979) (1980-1981)

SOCIETE BELGE DE PEDOLOGIE

BELGISCHE BODEMKUNDIGE VERENIGING

FONDEE A BRUXELLES LE 18 JUILLET 1950

OPGERICHT TE BRUSSEL OP 18 JULI 1950

Samenstelling van de Raad van Beheer voor 1982

Composition du Conseil d' Administration pour 1982

Président Voorzitter

Vice-présidents Ondervoorzitters

Secrétaire général Secre taris-generaal

Secrétaire-trésorier Secretaris-schatbewaarder

Membres Leden

F. Delecour

F. De Coninck J. Lozet

W. Verheye

A. Louis

L. Baert, A. Bollinne, J. Dufey, J. Feyen, R. Gombeer, G. Hofman, L. Mathieu, G. Stoops

PEDOLOGIE, XXXII, 1, p. 5-18, 3 tab., 3 fig. Ghent 1982

AMORPHOUS INORGANIC CONSTITUENTS UNDER PROMINENT ACCUMULATION OF HUMUS IN VOLCANIC ASH SOILS

T. HIGASHI

1. INTRODUCTION

Three important amorphous or para-crystalline alumino-silicates are allophane, imogolite and allophane-like constituents which predominate in volcanic ash soils (Wada & Greenland, 1970; Wada & Harward, 1974; Wada, 1977). These minerals have been defined in the following way. a) Allophanes are non-crystalline aluminosilicates with Si02/ Al203

molar ratios between 1 and 2. Two different structures have been distinguished; a structure with a molar ratio of Si02/Al203 = 1 and a structure with a ratio of 2 (Wada, 1979). Allophanes with molar ra ti os of Si02/Al203 between 1 and 2 appear to be mixtures of the two structures (Parfitt et al., 1980). Allophanes are composed of spherical "hollow" unit particles with a diameter of 35 to 55 .Ä (Kita­gawa, 1971; Henmi & Wada, 1976; Wada & Wada, 1977; Parfitt &

Henrni, 1980). They are dissolved in hot 0.5N NaOH or 0.15M Na­oxalate and oxalic acid mixture solution (pH 3.5) (Higashi & Ikeda, 1974 ).

b) Imogolite is an aluminosilicate with a molar ratio of Si02/Al203 = 1. It appears under the electron microscope as smooth and curved threads varying in diameter from 100 to 300 Ä. The structure of this mineral was proposed by Gradwick et al. (1972). It is dissolved in hot O. SN NaOH and 0.15M Na-oxalate and oxalic acid mixture solution of pH 3.5.

c) Allophane-like constituents (Wada & Aomine, 1973) are amorphous aluminosilicates with molar ratios of Si02/Al203 ranging from 0.2 to 1.4 and are dissolved in dithionite-citrate and in 2 % Na2C03' No structure has been proposed for these constituents at this moment. Recently, Wada and Wada (1980) obtained materials very similar to

T. Higashi - Dr. Sci. (Agr.), Research Assistant, Lab. of soils, Kagoshima University, Kagoshima 890, Japan.

5

allophane-like constituents by synthesis from solutions of hydroxy­aluminum ions and monomeric silicic acid.

Besides the above-mentioned aluminosilicates, opaline silica (Shoji & Masui, 1971), composed of fine amorphous silica spheres, occurs abun­dandy in the 0.4 to 2 I1m fraction of recent volcanic ash soils. The thick­ness of the particles varies from one-twentieth to one-fifteenth of their diameter and they show fine-grained uneven surfaces. They are dissolved in hot 0.5N NaOH.

In the infrared spectroscopy, these amorphous to paracrystalline minerals are characterized by the following features. a) Allophanes. The frequency of the major Si(Al)-Ç> absorption is in the

range from 940 to 1040 cm-I, and absorptions at 570 and 430 cm-1

are also present. The frequency of the former absorption increases with increasing Si02/Al203 molar ratio of the materiais.

b) Imogolite. Two absorption maxima occur at 980-1010 and 925 to 935 cm-I, and absorptions at about 700 (shoulder), 580, 500 and 348 cm-1 mayalso be observed.

c) Allophane-like constituents. Some features are similar to allophanes. The major Si(AI)-O absorption band is sharper than that of allophanes and its maximum occurs at a lower frequency and within a narrow range (940 to 960 cm-I). A broad absorption at about 600 cm-1 is also present.

d) Opaline silica. Major absorptions due to Si-O vibration occur at 1070 cm-1 with a maximum having a shoulder at about 1200 cm-I, and additional absorptions at 790 and 450 cm-I.

Besides foregoing amorphous to para-crystalline inorganic constituents, unidentified materials have been recognized on the differential infrared spectra of the fraction soluble in dithionite-citrate from the day fraction of samples from volcanic ash soils (Tokashiki & Wada, 1975; Mizota, 1978). The absorption features of these materials are not similar neither to the above-mentioned amorphous to para-crystalline aluminosilicates nor to opaline silica, and show poorly defmed spectra in the range from 1000 to 400 cm-I, a weak and broad absorption around 960 cm-1 due to Si(Al)-O, and a broad absorption at about 600 cm-I. The Si02/A1203 molar ratio of the soluble fraction is generally very low (about 0.2). Since these absorption features are similar to those of poorly organized gel-like materials rich in alumina and/or hydroxy aluminum ions (Mitchell et al., 1964;Wada& Wada, 1980), such materials have been considered as alumina-rich inorganic constituents. Foregoing characteristics of each mineral in infrared absorption have been mainly obtained fr om a selective dissolution analysis, combined with infrared spectroscopy, and this method has been used for a semi-

6

quantitative determination of these amorphous to para-crystalline in­organic constituents in the day fractions of volcanic ash soils (Wada & Tokashiki, 1972; Tokashiki & Wada, 1975; Higashi & Wada, 1977; Mizota, 1978).

The purpose of the present study is to examine the amorphous inor­ganic constituents under prominent accumulation of humus in volcanic ash soils using the same method. A representative profile with a large amount of humus was selected from the central part of Kyushu island, Japan.

2. SOIL

The studied profile is located at Daikanbo (lat. 33 0 00' 47" N. long. 131 0 03' 21'-' E), Aso-gun, Kumamoto (Japan). It' is under natural vegetation of grass. The mean annual temperature is 11 to 150 C and the annual precipitation is 2000 to 2400 mm with the maximum in ] uly and ]une. The profue is situated at the top of a hilI in a rolling landscape and is freely drained.

It has a brownish black (5 to 7.5 YR 2/2) humiferous epipedon to a depth of 105 cm, resting on an Imogo layer of brownish yellow colour (10 YR 6/6) with an age ofabout 5000 years B.P. (Wada, 1967). The horizon undemeath is again humiferous with a brownish black (5 YR 2/2) colour (tabie 1). The carbon content (Tyurin's method, Kononova, 1961) varies between 16 and 24 % in the epipedon andis 11.4 % under the Imogo layer. The differentiation in horizons is very weak. Many roots are present to a depth of 80 cm. The pH(H20) in a ratio of 1/2.5 increase from 5 to 5.9 over six samples taken at different depth (tabie 1).

Table 1 Some analytical data of the samples from Daikanbo proftle

Sample Depth Color(l) Carbon Clay pH number (cm) ( %) (%) (H20)

1 0-25 5 YR 2/2 16.0 19 5.0 2 25-45 7.5 YR 2/2 24.1 42 5.0 3 45-80 5 YR 2/2 16.9 42 5.4 4 80-105 7.5 YR 2/2 16.4 36 5.4 5 (2) 105-120 10 YR 6/6 2.1 21 5.9 6 120-135 5 YR 2/2 11.4 44 5.8

(1) Color for air'-dried sample (2) Imogo layer.

7

3.METHODS

3.1. SEPARATION OF THE CLAY FRACTION

The air-dried samples were passed through a 2 mm sieve and organie matter was removed with 6 % H202 treatment. Then the samples with­out organic matter were dispersed into water with sonie wave treatment at pH 4. The day fraetion was separated by repeated dispersion, sedimen­tation and syphoning, and stored as floeeulated suspensions by addition of a small amount of NaCl.

3.2. SEMI-QUANTITATIVE ANALYSIS OF AMORPHOUS TO PARACRYSTAL­LINE INORGANIC CONSTITUENTS IN THE CLA Y FRACTION

3.2.1. Procedures of seleetive dissolution and determination of the extraeted Si, Al and Fe (Tokashiki & Wada, 1972)

From the day fraction of every sampled depth, 8 aliquots with exaet­ly the same volume of day suspension, eontaining ab out 30 mg day, were taken in 8 eentifuge tubes of 10 mI with fitted glass stopper. The following seheme cf extraction was applied.

Two samples did not undergo any treatment (referenee samples). Two samples were treated two times with dithionite-citrate. Two samples were treated two times with dithionite-eitrate and onee with 2 % Na2C03' Two samples were treated two times with dithionite-eitrate, onee with 2 % Na2C03 and onee with 0.5N NaOH. The referenee samples were washed three times with 8 mI of a mixture oflM CH3COONa + IM NaCI (pH 5).

The dithionite-citrate treatment was carried out at 800 C for 15 min. with 4 mI of 0.3M of Na-citrate, 0.5 mI of 1M NaHC03 and about 0.1 g of Na2S204 in solid form (Mehra& Jackson, 1960). Af ter the treat­ment, the samples were washed onee with a mixture of 4 mI of 0.3 M Na-citrate and 1 mI of aeetone, followed by three washings with 8 mI of a mixture of 1M CH3COONa + 1M NaCI (pH 5). All the extracts and washings were eombined and made up to 50 mI with water. The 2 % Na2C03 extraction was earried out onee at 900 C for 15 min., followed by three washings with 8 mI of a mixture of 1M CH3COONa + 1M NaCI (pH 5) and the extracts and washings were eombined in a 50 mI volumet­rie flask eontaining 1N HCI (5 mI) and made up to 50 mI with water. The treatment with O. SN NaOH was done again at 900 C for 15 min., followed by three washings with a mixture of 1M CH 3COONa + 1M NaCI (pH 5). The extracts and washings were again eombined in a 50 mI volumetrie flask eontaining 5 mI of 1N HCI and made up to 50 mI with water.

Analysis of Si in dithionite-eitrate extracts was done by the method

8

ofWeaver et al. (1968) af ter oxidizing the remaining dithionite by bubbling air into the extracts. This oxidation treatment was omitted for 2 % Na2C03 and 0.5N NaOH extracts. Al and Fe in each extract were determined by atomic absorption spectrophotometry using the standard solutions containing approximately the same amounts of ex­tractants and 1M CH3COONa+ 1M NaCl (pH 5) mixture solution.

3.2.2. Procedures for differential infrared spectroscopy analysis of day ,samples

Duplicates of the reference samples and of the treated samples were washed with 5 mI of water-ethanol (1: 1), ethanolacetone (1: 1) and acetone, successively. One of the duplicates was dried at 1050 C and weighed, giving the weight loss on different treatments. Then KBr powder was added to the other duplicate to give 1.000 g as total weight, taking the weight loss into consideration. Five m1.of acetone was again added and the whole contents were mixed. Acetone was added to facilitate the removal of the samples from the centrifuge tube, since the treated sample is settled on the KBr powder, forming two layers. Af ter decantation of acetone by centrifuging, the contents were dried at 1050 C and ground to make an homogeneous powder. The concentration of the samples in KBr powder was reduced to 1. 5 mg per 200 mg KBr by 2 steps of dûution with KBr powder before making a disk, which is used for infrared spectroscopy. A differential infrared spectrum repre­senting the materials removed by the dissolution treatment is obtained by placing the samples before and af ter each treatment at the reference and the sample si de of a spectrometer, respectively.

4. RESULTS AND DISCUS SION

4.1. EXTRACTED AMOUNTS OF Si02, Al203 and Fe203' AND WEIGHT LOSS (%) (tabie 2)

Since the amounts of Fe203 in the fractions soluble in both 2 % Na2C03 and 0.5N NaOH are very small, the data are not shown in table 2. It can be noticed that the studied day samples are dissolved with the successive treatments to the extent of 84 to 94 %, based on the sum of weight loss (%) on each treatment. A part of this weight loss (%) is accounted for by a decrease in the H20( +) content.

From the samples 1 and 2, more than 50 % of the total weight loss (%) is dissolved in dithionite-citrate. The dissolved fraction represents about 45 % in horizons 3 and 4 and much less in horizons 5 and 6. In 2 % Na2C03, less than 10 % of the total weight loss (%) is extracted in the two top horizons, 27 to 29 % in the four lower horizons. In 0.5N NaOH, the trend in the dissolution is the opposite of that in dithionite-citrate;

9

~

o

----

Table 2 Amounts of Si02, Al203 and Fe203 extracted with dithionite-citrate, 2 % Na2C03 and 0.5N NaOH treatments, and weight loss (%) on each treatment for the day samples

Sample Dithionite-citrate soluble fraction 2 % Na2C0,3 soluble fraction 0.5N NaOH soluble fraction number

Weight Si02 Al203 Fe203 Weight Si02 Al203 Weight Si02 Al203 loss (%) loss (%) loss (%)

1 53 1.91 10.41 21.57 7 3.90 1.02 16 12.60 1.79 2 69 1.37 15.55 25.19

I 8 1.18 2.48 8 5.53 1.04

3 44 2.20 15.85 18.14 29 3.35 11.10 21 8.34 9.33

I 4 46 2.51 18.13 16.98 27 3.62 13.66 18 7.58 7.15 5 22 2.03 12.32 8.43 29 3.13 7.75 43 12.62 14.40 6 32 1.73 12.09- 14.29 28 3.39 8.17 34 10.62 12.42

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

Figures are shown on oven-dry basis (l050 C) I

lowest in the two upper horizons, intermediate in the middle.horizons and highest in the two lower hörizons.

The molar ratio in the fractions dissolved in dithionite-citrate (tabie 3) is close to the lower limit of allophane-like constituents, suggesting the presence of alumina-rich inorganic constituents in all horizons. In 2 % Na2C03, the Si02/A1203 molar ratio exceeds 6 in the top horizon; this indicates the dissolution of opaline silica. And the other ratios are be­tween 0.45 and 0.81, which are typical for allophane-like constituents. In 0.5N NaOH, the two top horizons have very high Si02/Al203 ratios, again suggesting the dissolution of opaline silica. The ratios in the other horizons can be indicative for allophane either with or without imogolite.

4.2. DIFFERENTlAL INFRARED SPECTRA OF THE FRACTIONS SOLUBLE IN THE THREE SOLUTIONS

4.2.1. Dithionite-citrate

Differential infrared spectra of the dithionite-citrate soluble fractions from the samples 1 and 2 (shown as fulllines 1 and 2, fig. 1) were . different from those obtained for the samples of the other horizons (shown as fulllines 3,4, 5 and 6, fig. 1). The spectra of the latter four samples were very similar to those of allophane-like constituents dissolved with the same treatment from many samples of clay fractions separated from volcanic ash soils (Wada & Greenland, 1970; Tokashiki & Wada, 1975; Higashi & Wada, 1977; Mizota, 1978). These spectra showastrong absorption band with maximum at about 960 cm-I, which is attributed to Si(AI)-O, and a broad absorption band with maximum at about 600 cm-I. On the other hand, the samples 1 and 2 have poorly defmed spectra with weak absorption around 960 cm-I. Considering the low Si02/ Al203 molar ratios of the extracts from these samples (tabie 2), these features of absorption suggest that a large proportion of the soluble materials may be composed of alumina-rich inorganic constituents, with a small amount of allophane-like constituents in addition to free iron oxides.

4.2.2. 2 % Na2C03

Differential infrared spectra of the fractions soluble in 2 % Na2C03 from the sample 1 (dotted line 1, fig. 1) and the high value of the Si02/Al203 molar ratio of the extract (= 2.65, table 3) indicates the dissolution of opaline silica. Dissolution of this mine ral was detected by the absorption maxima at 1200 (shoulder), 1075,790 (weak) and 450 cm-I, which are assigned to the Si-O vibrations. Opaline silica is normal­ly dissolved in hot 0.5N NaOH. But in this case, the very large amount of this mineral and t~~ very small amount of allophane-like constituents

11

Table 3 Summary of differential infrared spectra and Si02/ Al20 3 molar ratios for each soluble fraction from the day samples studied

Sample Dithioiüte-citrate soluble 2 % Na2C03 soluble frac- 0.5 N NaOH soluble frac-number fraction tion tion

spectrum (1) Si02/Al203 spectrum(l) Si02/Al203 spectrum(l) Si02/Al203

1 AR 0.31 O.S. 6.48 O.S. 11.93 2 AR 0.15 A' 0.81 O.S. 9.01 3 A' 0.24 A' 0.51 A-Im 1.45 4 A' 0.23 A' 0.45 A-Im,O.S. 1.80 5 (2) A' 0.28 A' 0.68 A-Im 1.49 6 A' 0.24 A' 0.70 A-Im 1.45

(1) abbreviation : AR: alumina-rich inorganic constituents; A' : allophane-like constituents; A-Im: allophane and imogolite; O.S. : opaline silica

(2) Imogo layer.

2

3

5

~\I i(\r-r--"--·"'--"/ , I

13 12 11 10 9 8 7 6 5 4 xl00cm

Fig. 1 Infrared spectra of dithionite-citrate soluble fractions (fullline) and 2 % Na2C03 soluble fractions (dotted line). 1, 2,3,4, 5 and 6 denote the sample number.

12

may be a reason for the dissolution of opaline silica even with 2 % Na2C03' On the other hand, the dissolution of allophane-like constituents was detected on the spectra of sample 2 (dotted line 2, fig. 1) and more clearly on the spectra of the samples 3, 4, 5 and 6 (dotted lines 3, 4, 5 and 6, fig. 1). This was inferred from an absorption band with maximum at about 960 cm-1 due to Si(Al)-O and the broad absorption at about 600 cm-i, in addition to the values of the Si02/Al203 molar ratios of 2 % Na2C03 soluble fractions from these samples (0.45 to 0.81, table 3).

4.2.3. O.SN NaOH

Differential infrared spectra of the fractions soluble in O. SN NaOH from the two top horizons (fulllines 1 and 2, fig. 2) show absorption features similar to those of the fractions soluble in 2 % Na2C03, suggest­ing that opaline silica is dissolved from both samples. This is supported by high values of the Si02/Al203 molar ratios of the ex tracts (11.9 and 9.0 for the sample 1 and 2, respectively). In contrast to the spectra 1 and 2, the dissolution of allophane (possibly including imogolite) is detected on the differential spectra of the fraction soluble in 0.5N NaOH from

1 -' ,

3

6

11. 13 12 11 I.

x 100cm

Fig. 2 Infrared spectra of 0.5N NaOH sol uble fractions (fullline) and the residues remaining af ter 0.5 N NaOH treatment (dotted line). 1,2,3,4,5 and 6 denote the sample number.

13

the samples 3, 4, 5 and 6 (fulllines 3, 4, 5 and 6, fig. 2). The values of the Si02/A1203 molar ratio of the 0.5N NaOH extracts from the samples 3 to 6 range from 1.45 to 1.80 (table 3), in agreement with the composition of allophane (e.g. Wada & Tokashiki, 1972). The slightly higher value of the Si02/A1203 molar ratio of the samfle 4 (= 1.80) and a fairly strong absorption intensity at about 1100 cm- ,together with a small absorption at about 790 and 450 cm-1, suggests the dissolution of opaline silica in small amounts besides allophane (imogolite).

4.3. COMPARISON OF THE PRESENCE OF ALLOPHANE (IMOGOLITE) AND THE ORGANIC CARBON CONTENT

In fig. 3 the ratio of weight loss in 0.5N NaOH to total weight loss in the three treatments was plotted in function of the total carbon for the samples, containing allophane (imogolite), as weIl as for samples from deeply buried horizons containing allophane and imogolite analyzed by Tokashiki & Wada (1972 and 1975). The evolution of this ratios suggests that a negative relationship exists between the amount of organic matter and that of allophane (and imogolite). In other words, in a given horizon, the smaller the amount of organic matter before the deep burial with the newly deposited ash, the easier the formation of allophane and imogolite.

~ 0.6

0.5

0.4

0.3

0.2

0.1

o 5

Ratio of weight 1055 Fig. 3 (O.5N NaOH/Total weight loss) Relationship between the ratio

10 15 20

of weight 10ss (%) (= weight 10ss in O.5N NaOH/total weight 10ss in three treatments) and tota1 carbon content for the samples containing allophane (imogo1ite). • : the samples studied, () ~ the samples ana1yzed by Tokashiki and Wada (1972 & 1975).

14

5. CONCLUSIONS

The results obtained by selective dissolution and differential infrared spectroscopy of the day fraction suggest that allophane-like constituents and allophane with possibly imogolite form an important part of the day fraction in the four lower horizons. The amount of allophane (imo­golite) seems to increase with a decrease of organic carbon content. This feature is obvious especially in horizon 5. In the top two horizons alumina-rich constituents are present with smaller amounts of allophane­like constituents and allophane (imogolite).

Acknowledgement

The author wishes to express his thanks to Dr. F. De Coninck (Geo­logical Institute, Ghent University, Ghent, Belgium) for his helpful advice and critical comments in the preparation of this manuscript. Pro­found thanks are also expressed to Mr. M. Otsubo for his assistance in the ex perimen ts.

REFERENCES

Gradwick P. D. G., Farmer V. c., RusseUJ. D., Masson C. R., Wad a K and Yoshinaga N. (1972) . Imogolite, a hydrated aluminum silicate of tubular structure. Nature Phys. Sci., 240 : 187-189.

Henmi T. & Wada K. (1976) Morphology and composition of allophane. Amer. Mineral., 61 : 379-390.

Higashi T. & Ikeda H. (1974) Dissolution of allophane by acid oxalate solution. Clay Sci., 4 : 205-212.

Higashi T. & Wada K. (1977) Size fractionation, dissolution analysis and infrared spectroscopy of humus complexes in Ando soils. J. Soil Sci., 28 : 653-663.

Kitagawa Y. (1971) The "unit partiele" of allophane. Amer. Mineral., 56 : 465-475.

Kononova M. M. (1961) . Soil Organic Matter. Pergamon Press, Oxfordj pp 34 2-344.

Mitchell B. D., Farmer V. C. & McHardy W. J. (1964) Amorphous inorganic materials in soils. Adv. Agron., 16 : 327-383.

Mizota C. (1978) Clay mineralogy of the A horizons of seven Ando soils, Central Kyushu. Soil Sci. Plant Nutrit., 24 : 63-73.

15

Parfitt R. L. & Henmi T. (1980) Structure of some allophanes from New zealand. Clay and Clay Minerals., 28 : 285-294.

Parfitt R. L., Furkert R. J. & Henmi T. (1980) Identification and structure of two types of allophane from volcanic ash soils and tephra. Clay and Clay Minerals., 28 : 328-334.

Shoji S. & MasuiJ. (1971) Opaline silica of recent volcanic ash soils in Japan. J. Soil Sci., 22 : 101-108.

Tokashiki Y. & Wada K. (1972) Determination of silicon, aluminum and iron dissolved by successive and selective dissolution treatments of volcanic ash soil days. Clay Sci., 4 : 105-114.

Tokashiki Y. & Wada K. (1975) Weathering implications of the mineralogy of day fractions of two Ando soils, Kyushu. Geoderma, 14 : 47-62.

WadaK. (1967) The accumulation processes and 14C age of organic matter in volcanic ash soils (in Japanese). Pedologist, 11 : 46-58.

Wad a K. (1977) Allophane and imogolite. In : Minerals in soil environments (eds. Dixon J. B. and Weed S. B.) pp. 603-638. Soil Sci. Society of America. Inc., Madison.

Wada K. (1979) Structural formulas of allophane. In : VI International Clay Conference, 1978, Oxford (Mortland M. M. and Farmer V. C. eds.). Elsevier Amsterdam, 537-545.

Wada K. & Greenland D. J. (1970) Selective dissolution and differential infrared spectroscopy for characterization of 'amorphous' constituents in soil days. Clay Minerals, 8 : 241-245.

Wada K. & Tokashiki Y. (1972) Selective dissolution and differential infrared spectroscopy in quantitative analysis of volcanic ash soil days. Geoderma, 7 : 199-213.

Wada K. & Aomine S. (1973) Soil developmen t on volcanic materials during Quaternary. Soil Sci., 116 : 170-177.

Wada K. & Harward M. E. (1974) Amorphous day constituents of soils. Adv. Agron., 26 : 211-260.

Wada S. & Wada K. (1977) Density and structure of allophane. Clay Minerals, 12 : 289-298.

16

Wada S.-I. & Wad a K. (1980) Formation, composition and structure of hydroxy-aluminosilicate ions. J. Soil Sci., 31 : 457-467.

Wad a S.-I., Eto A. & Wada K. (1979) Synthetic allophane and imogolite. J. Soil Sci., 30 : 347-355.

Weaver R. M., Syers J. K. & Jackson M. L. (1968) Determination of silica in citrate-bicarbonate-dithionite extracts of soils. soil Sci. Soc. Amer. Proc., 32 : 497-501.

Summary

The amorphous inorganic constituents in volcanic ash soils under prominent accumulation of humus were studied on a representative prome of Daikanbo, Kuma­moto, Japan. The day fraction from six horizons was collected and analyzed by a selective dissolution with dithionite-citrate, 2 % Na2C03 and 0.5N NaOH, and differential infrared spectroscopy as proposed by Wada and Greenland.

The results obtained were compared with the characteristics of the amorphous inorganic constituents in volcanic ash soils : allophane, imogolite, allophane-like constituents, opaline silica and alumina-rich inorganic constituents.

These results indicate that in the two top horizons alumina-rich inorganic con­stituents and opaline silica are dominant, whereas in the lower four horizons allophane-like constituents and allophane (imogolite) predominate. The amount of allophane (imogolite) seems to increase with a decrease of organic carbon content. This is obvious especially in the horizon with the least organic carbon content.

Amorfe inorganische komponenten bij sterke humusakkumulatie in vulkanische asgronden

Samenvatting

De amorfe inorganische komponenten in vulkanische asgronden bij sterke akku­mulatie van humus werden bestudeerd op een representatief profiel van Daikanbo, Kumamoto, Japan. De kleifraktie van zes horizonten werd afgescheiden en geanaly­seerd door selektieve dissolutie met dithioniet-citraat, 2 % Na2C03 en 0,5N NaOH en differentiaal infrarood spectroscopie zoals voorgesteld door Wada en Greenland.

De bekomen resultaten werden vergeleken met de kenmerken van de amorfe in­organische komponenten in vulkanische asgronden : allofaan, imogoliet, allofaan­achtige komponenten, opalien silika en aluminium-rijke inorganische komponenten.

De bekomen resultaten wijzen er op dat in de twee tophorizonten aluminium­rijke inorganische constituenten en opalien silika domineren, terwijl in de vier diep­ste horizonten allofaan-achtige komponenten en allofaan (imogoliet) overheersen. De hoeveelheid allofaan (imogoliet) schijnt toe te nemen met een afname van het organisch koolstofgehalte. Dit is vooral opvallend in de horizont met het laagste ge­halte aan organische koolstof.

17

Constituants inorganiques amorphes sous une accwnulation prononcée d'hwnus dans des sols sur cendres volcaniques

Résumé

Les constituants inorganiques amorphes dans des sols sur cendres volcaniques sous une accumulation prononcée d'humus ont été étudiés sur un prom représentatif provenant de Daikanbo, Kumamoto, Japon. La fraction d'argile de six horizons a été séparée et analysée par une dissolution sélective avec dithionite-citrate, 2 % Na2C03 et O,SN NaOH et une spectroscopie infrarouge différentielle, comme pro­posée par Wada et Greenland.

Les résultats obtenus ont été comparés avec les caractéristiques des constituants inorganiques amorphes dans des sols sur cendrées volcaniques : allophane, imogolite, constituants "allophane-like", silice opaline et constituants inorganiques riches en alumine.

Ces résultats indiquent que dans les deux horizons supérieurs les constituants inor­ganiques riches en alumine et la silice opaline dominent tandis que dans les quatre horizons inférieurs, les constituants "allophane-like" et allophane (imogolite) abon­dent. La quantité d'allophane (imogolite) semble augmenter avec une diminution de la teneur en carbone organique. Ce caractère est frappant surtout dans l'horizon ou la teneur en carbone organique est la plus faible.

18

PEDOLOGIE, XXXII, 1, p. 19-37, 4 fig., 9 phot., 3 tab. Gand, 1982.

RELATIONS ENTRE L'ILLUVIATION DE MATIÈRE ORGANIQUE, L'ACTIVITÉ DE LA MICROFAUNE 'ET LES STRUCTURES D'HORIZONS B DE SOLS PODZOLISÉS DU PLATEAU DE MILLEVACHES (FRAN.CE)

1. INTRODUCTION

D. RIGHI

Travaux réalisés dans Ze cadre de l'E,R.A. 070220 du C.N.R.S. - Laboratoire de Pédologie - Université de Poitiers.

Les sols du plateau de Millevaches, développés sur arènes granitiques, à une altitude supérieure à 800 mètres, sont Ie plus souvent des sols bruns ocreux humifères ou des sols ocre podzoliques sensu C.P.C.S. (1967). Les horizons A1Bh et Bh de ces sols déve10ppent une structure particulière, dénommée "fluffy" par les auteurs ang10-saxons, et "micro­agrégée, foisonnante" par Boudot & Bruckert (1978) ou "grume1euse très fine, s oufflée" p ar A urousse au (1976).

L'origine de cette structure et des microagrégats qui la constituent est attribuée à deux ,processus très différents : - origine biologique : les microagrégats sont des boulettes fécales de la

microfaune du sol (enchytréïdes, collembo1es, microarthropodes, etc ... ) (Boumaetal., 1969;Conryetal., 1972;DeConincketal., 1974;Ro­mans & Robertson, 1975).

- origine physico-chimique : la structure "fluffy" serait liée à la teneur en comp1exes organo-métalliques amorphes (Boudot & Bruckert, 1978; Bruckert & Selino, 1978).

Nous avons tenté de tester ces deux hypothèses par l'analyse détail1ée des agrégats structuraux de quelques sols présentant un degré plus ou moins accentué de podzolisation. En effet, des agrégats structuraux réa­lisés soit par la microfaune du sol, soit par des processus physico-chimi­ques et/ou de mécanique du sol ne doivent pas, a priori, présenter la même composition; en particulier, la distribution de la matière organique

Righi D. - Université de Poitiers, Laboratoire de Pédologie, 40, avenue du Recteur Pineau, 86022 Poitiers - France.

19

dans les agrégats de différentes tailles n'est probablement pas la même lorsqu'il s'agit d'agrégats d'origine biologique, ou la matière organique plus ou moins transformée est mélangée mécaniquement (par ingestion) à la fraction minérale du sol, et lorsque les agrégats ont une origine physico-chimique, une matière organique d'origine illuviale venant im­prégner la matrice d'un horizon.

2. MATERIEL ET METHODES

Quatre sols ont été retenus en raison des caractéristiques de la struc­ture de leur horizon Bh ou A 1 Bh : - un ranker podzolique (R.P.), - un sol brun ocreux (SBO), - un sol ocre podzolique humifère (OPH), - un sol brun ocreux humifère (BOH).

Les caractéristiques essentielles de ces quatre sols sont données dans Ie tableau 1. La tex ture est sablo-limoneuse à limono-sableuse (sables 40 à 65 %, limons 20-40 %, argile 5-25 %). Tous les horizons Al ont une structure grumeleuse fine. Les horizons Al Bh ou Bh présentent trois types de structure : · grumeleuse fine : SBO et BOH · polyédrique fine: RP · massive : OPH

N ous avons procédé à I 'analyse des agrégats des horizons Al, Al Bh et Bh après leur séparation en six fractions par tamisage à sec. Les frac­tions retenues sont les suivantes : < 50 pm, 50-100.- pm, 100-200 pm, 200-500 J.1.m, 500-2000 J.1.m et 2000-5000 J.1.m. Le tamisage est réalisé sur un secoueur automatique permettant Ie réglage de l'intensité et du temps de secouage.

Les analyses granulométriques sont réalisées par sédimentation et tamisage.

Le fer et I 'aluminium extractibies par Ie tétraborate de Na, Ie pyro­phosphate de K et Ie citrate-dithionite sont obtenus par les protocoles décrits respectivement par Bruckert (1979), Bascomb (1968) et De Co­ninck & Herbilion (1969).

Le carbone organique total est dösé au carmhograph de Wösthoff et Ie carbone des fractions humiques et fulviques à I 'aide du "Total organic Carbon Analyzer - Oceanography International". L'azote ~st dosé par la méthode de Kjeldahl. Les composés humiques sont extraits par Ie pyro­phosphate de Na 0,1 M. Les acides humiques sont séparés par précipita­tion à pH 1,5.

L'observation des structures sur Ie terrain a été complétée par l'étude des microstructures. Les lames minces ont été taillées dans des échan-

20

tv ~

Tableau 1 Caractères principaux des sols étudiés

Proftls Horizons

All Ranker podzolique A12 (R.P.) Bh

BIC

Al Sol brun ocreux Al Bh (SOB) (B)

BIC

Al Sol ocre podzolique A1/A 2 humifère (OPH) Bh

BIC

Al Sol brun ocreu~ Al Bh humifère (BOH) (B)

BIC

e.D. Citrate-dithionite à pH 7,3 TET Tétraborate de sodium

Mat. org.

28,2 14,7 13,1

1,1

12,5 7,0 3,6 1,8

23,8 5,5 6,5 1,7

23,3 5,0 3,1 1,3

CIN

14 16 17 19

15 14 13 15

21 16 19 20

14 17 17 18

exprimé en p. cent de sol sec à 1050 C .. exprimé en p. mille de sol sec à 1050 C.

Al203 extract. Fe203 extract. Enracine- Structure

C.D.· TET" C.D.· TET" ment

0,3 1,0 0,3 0,4 Très dense Polyédrique et grumeleuse 0,7 3,6 0,5 1,6 Très dense Polyédrique et grumeleuse 1,6 6,0 1,0 1,6 Dense Polyédrique fme 0,7 1,7 0,5 0,2 Faible Massive, friable

1,4 2,7 1,3 0,5 Très dense Grumeleuse fine 1,8 1,4 1,2 0,05 Peu dense Polyédrique et grumeleuse 1,5 1,5 0,8 0,03 Faible Massive, friable 0,9 1,5 0,7 0,05 Nul Massive, friable

0,5 1,3 0,8 1,2 Dense Grumeleuse fine 0,7 2,1 0,9 0,8 Peu dense Polyédrique et grumeleuse 2,1 2,4 1,0 0,2 Faible Massive, friable 1,1 1,7 0,4 0,1 Nul Massive, friable

0,6 2,1 0,8 1,2 Très dense Grumeleuse fine 1,6 2,1 2,0 0,5 Dense Grumeleuse fine 1,3 2,1 0,8 0,1 Faible Massive, friable 0,8 1,6 0,6 0,1 Nul Massive friable

tilions préalablement imprégnés par une résine (Raigipol).

3. RESULTATS

3.1. OBSERVATIONS MICROMORPHOLOGIQUES

Nous avons comparé les microstructures des horizons A, Al Bh et Bh des différen ts sols.

3.1.1. Horizons Al

a - Ranker podzolique R.P. (photo 1)

L'horizon est structuré en agrégats noirs, opaques. Les petits agrégats (200-500 ~m) sont soit arrondis ou ovoïdes, soit polyédriques; ceux de plus grande taille (1000-2000 ~m) sont parcourus par un réseau de Hnes fissures. L 'aspect du plasma est Ie même dans tous les agrégats. Les grains du squelette grossier (sables) sont soit libres, soit inclus dans les agrégats de plus grande taille. La présence d'agrégats polyédriques suggère que, en plus des processus biologiques, existe une fragmentation mécanique de la masse fine de 1 'horizon.

b - Sol acre podzolique humifère OPH (photo 2)

Deux unités structurales différentes sont en présence: - de très petits agrégats (50 ~m) isolés ou assemblés en grappes peu ser­

rées et à forme arrondie; - des agrégats de plus grande taille (200 à 2000 ~m), arrondis ou ovoï­

des dont les plus gros sont mamelonnés; ces agrégats contiennent les grains de sables; certains sont constitués par un entassement dense des microagrégats précédents.

Ces deux groupes d'agrégats ont l'aspect des déjections de la faune du sol.

c - Sols bruns ocreux SBO et BOH (photo 5)

La microstructure de ces sols est comparabie à celle de OPH, ma is la phase microagrégée est beaucoup plus importante. La base de l'horizon Al est uniquement constituée de ces microagrégats en un entassement peu dense.

3.1.2. Horizons Al Bh et Bh

a - Ranker podzolique R.P. (photo 3)

Trois types d'agrégats sont en présence: - des microagrégats libres ou rassemblés en amas plus ou moins tassés; - quelques gros agrégats (500 à 1000 Jlm), de couleur sombre, à con-

22

photo 2 Ranker podzolique : horizon Al. Sol ocre podzolique humifère : horizon Al.

photo 3 photo 4 Ranker podzolique : horizon Bh. Sol ocre podzolique humifère : horizon Bh.

tours généralement arrondis; ils sont eonstitués par des entassements denses des microagrégats préeéden ts;

- les autres agrégats, supérieurs à 500 pm, ont une eouleur pale; Ie plas­ma est dense, limono-argileux et la surfaee de l'agrégat ou les parois des vides qu'il eontient présente parfois un néoeutane brunatre dis-

23

photo 5 Sol brun ocreux : horizon Al.

photo 7 Sol brun ocreux humifère : horizon Al/Bh.

photo 6 Sol brun ocreux : horizon Al Bh.

photo 8 Sol brun ocreux : conduit de vers dans l'hori­zon Al/Bh.

continu; les deux dernières catégories d'agrégats contiennent des grains du squelette.

24

b - Sol ocre podzolique humifère OPH (photo 4)

La structure compacte observée sur Ie terrain se confirme à l'examen micromorphologique. L'horizon se présente comme une masse continue avec quelques vides et des fissures mal dessinées. Incorporés au fond matriciel, on note la présence de très nombreux fragments d'hyphes mycéliens et de particules ópaques.

c - Sols bruns ocreux SBO et BOH (photo 7)

Comme pour l'horizon Al, on observe un seul type d'agrégat structu­ral: un microagrégat arrondi, d'environ 50 tlm. Dans BOH, une partie de ces agrégats sont libres alors que les autres sont rassemblés en agrégats denses, à contours extérieurs irréguliers et mamelonnés, contenant les grains du squelette grossier. Dans SBO, la fraction d'agrégats dense est plus abondante et tend à se généraliser à l'ensemble de l'horizon (photo 6). Des con duits de petits vers, reconnaissables par Ie tassement de la paroi, sont fréquents dans ces horizons. Les agrégats à l'intérieur du con­duit sont identiques à ceux situés à l'extérieur (photo 8).

Les observations micromorphologiques perrnettent de bien caracté­riser les structures; elles sont de trois types, tant en Al qu'en Bh ou A1 Bh :

- En Al : - structure microagrégée typique : SBO - BOH, - microagrégats et agrégats de plus grande taille, d'origine biologique:

OPH, - agrégats polyédriques fins et agrégats arrondis : RP.

- En A1Bh et Bh - structure microagrégée typique : SBO - BOH, - structure massive : OPH, - microagrégats et agrégats denses de grande taille : RP.

3.2. GRANULOMÉTRIE DES DIFFÉRENTES CLASSES D'AGRÉGATS

Les résultats de l'analyse granulométrique effectuée sur les différents agrégats sont rassemblés dans un diagramme textural Argile-Limons-Sables (fig. 1) : - Les points représentatifs des agrégats < 50 tlm ne sont pas pris en con­

sidération car cette fraction reçoit les limons détachés accidentelle­men t des agrégats lors du tamisage;

- à l'exception de ceux de R.P., les agrégats provenant d'un même hori­zon présentent un rapport argile/limons constant. Dans un même horizon, tous les agrégats sont donc constitués par la même matrice minérale, seule la teneur en sables augmente avec la taille de l'agrégat.

25

lIMONS

Fig. 1

ARGILE • SBO * OPH

RP • BOH

Cornposition granulornétrique des agrégats selon leur taille 1 : < 50 J.Lrn 2: 50-100 J.Lrn 3 : 100-200 J.Lrn 4 : 200-500 J.Lrn 5 : 500-2000 Jlro 6 : 2000-5000 Jlro.

o

*

~SABLES

Les struetures grumeleuses sont done bien eonstruites à partir d'une même unité formant des entassements plus ou moins denses. Dans R.P., la strueture partieulière de l'horizon Al et lajuxtaposition de deux struetures différentes en Bh expliquent, sans doute, les résultats différents obtenus.

3.3. ALUMINIUM ET FER EXTRACTIBLES PAR LE CITRATE DITHIONITE À pH 7,3 (Al20 3 et Fe203 C. D.)

Exprimées en pour cent de la fraetion argile + limons (représentant la masse fine de l'agrégat), les teneurs en Al203 et Fe203 e.D. sont sensi­blement constantes dans un même horizon queUe que soit la taille des

26

Tableau 2 Teneurs en Al203 et Fe203 extractibles au citrate dithionite (en p. cent de la fraction argile + limons) dans les différentes classes d'agrégats

~ agrégats 50-100 pm 100-200 pm 200-500 pm 500-2000 pm 2000-5000 pm Horizons

R.P.

BOH

OPH

SBO

R.P.

BOH

OPH

SBO

Al Al203 0,8 0,8 0,7 0,8 Fe203 0,8 0,8 0,8 0,8

Al Al203 1,4 1,6 1,5 1,4 Fe203 2,2 2,4 2,2 2,2

Al Al203 1,6 2,0 1,8 2,0 Fe203 2,7 3,0 2,7 3,0

Al Al203 2,5 4,0 4,5 3,8 Fe203 3,8 5,3 5,2 3,8

Bh Al203 11,4 8,8 9,9 9,3 Fe203 3,9 3,6 3,7 3,5

Al Bh Al203 2,7 2,9 2,8 2,6 Fe203 3,7 3,5 3,5 3,1

Bh Al203 4,5 4,9 4,6 4,4 Fe203 2,5 2,8 2,7 2,5

A Bh Al203 5,9 6,5 8,1 6,1 1 Fe203 4,7 4,6 5,8 5,2

agrégats. 11 n 'y a pas de différences dans la répartition de 1 'aluminium et du fer "libres" en relation avec Ie type de structure de 1 'horizon. Seul SBO montre un maximum en Al203 et Fe203 C.D., tant en Al qu'en

0,6 0,8

-

-

1,6 2,4

--

6,3 3,3

1,8 2,1

--

--

Al Bh, pour les agrégats compris entre 100 et 500 pm. Ce sol se déve10ppe à partir d'un granite plus riche en biotites. 11 est possible que l'augmenta­tion des teneurs en Al203 et Fe203 C.D. correspande à l'accumulation préférentielle des biotites altérées dans les fractions 100 à 500 pm.

3.4. ETUDE DE LA MATIÈRE ORGANIQUE

3.4.1. Taux de carbone total

a - Horizon A 1

Exprimé par rapport à la somme argile + limons, Ie taux de carbone tatal n'est pas constant dans les différents agrégats (tableau 3) : - pour les profils BOH et OPH, il y a un maximum de carbone pour les

agrégats 200-500 pm; - pour SBO, les fractions 200-500 pm et· 500-2000 pm sont les plus

riches; - pour RP, Ie taux d~ carbone est sensiblement constant dans tous les

27

N 00

Tableau 3 Teneurs en carbone total (exprimés en p. cent de la fraction argile + limons) et rapport C/N dans les différentes classes d'agrégats

Taille des 50-100 J.Lm 100-200 J.Lm 200-500 J.Lm 500-2000 J.Lm 2000-5000 J.Lm agrégats

Ct C/N Ct C/N Ct C/N Ct C/N Ct C/N Horizons

OPH Al 12,3 17 16,1 16 20,6 19 17,0 18 15,0 17 R.P. Al 31,4 14 40,3 16 42,7 17 42,6 16 41,2 15 BOH Al 21,5 13 28,4 14 46,0 16 33,6 15 - -

SBO Al 26,3 16 36,9 17 45,8 18 48,6 19 - -

OPH Bh 10,5 18 12,0 19 12,2 19 11,3 21 - -R.P. Bh 22,9 19 22,5 19 19,6 20 14,0 19 12,8 -BOH Al Bh 6,4 16 7,3 16 6,8 16 6,5 17 5,8 -

SBO Al Bh 11,7 14 14,6 15 18,6 16 16,7 16 - --- --- - ---- - --

agrégats, sauf pour les plus fins (50-100 ~m) ou il est plus faible. Comme à I 'analyse granulométrique, l'horizon Al du ranker podzolique montre ici un comportement original, indiquant que sa structure résul­te vraisemblablement de processus différents.

b - Horizons A lBh et Bh

11 y a trois cas distincts : - pour OPH, Ie taux de carbone est à peu près constant dans tous les

agrégats, ce qui est en accord avec Ie fait que ces agrégats proviennent du fractionnement d'une masse homogène;

- pour Ie ranker, les agrégats les plus gros sont pauvres en carbone : ced confirme leur nature différente déjà mise en évidence par l'observation des microstructures;

- pour les sols bruns ocreux, il y a un maximum de carbone dans les agrégats de 100-200 ~m et 200-500 ~m; ce comportement rappelle ce­lui des horizons Al'

3.4.2. Rapport C/N

En Al, les C/N les plus élevés sont pour les agrégats qui ont Ie plus de carbone/p. cent de la fraction argile + limons. Cela traduit vraisemblable­ment l'influence des débris végétaux non transformés. En Bh, les varia­tions du rapport C/N sont peu importantes; il ne semble pas y avoir de règle.

3.4.3. Fractionnement du carbone total

Le carbone total a été fractionné en addes humiques, acides fulviques, matière organique non extractible. Les résultats, exprimés en pour cent du carbone total sont représentés dans un diagramme triangulaire AF­AH-Mat. org. N.E. (fig. 2).

a - Horizons Al

Dans un horizon donné, Ie rapport AF/AH est constant dans tous les agrégats et Ie taux de matière organique N.E. augmente régulièrement avec la taille de l'agrégat. Encore une fois, Ie ranker fait exception : la composition de la matière organique est identique dans tous les agrégats. Cet horizon se comporte donc comme si les agrégats structuraux étaient obtenus par la division mécanique d'une masse homogène.

b - Horizons A lBh et Bh

Comparés aux horizons Al, la teneur en matière organique N.E. est plus faible et Ie rapport AF/AH plus élevé (1,8 à 2,0). La variation de la

29

Mat. Org. N.E.

5,. 4.

3t\ 2.

6~ 5* 3t:*4

*2

Ac. Fulv. -E-(--·Ac. Hum.

Fig. 2 Composition de la fraction organique des agrégats selon leur taille (symboles identi­ques à ceux de la fig. 1).

composition de la matière organique en fonction de la taille de l'agrégat se fait selon deux modes : -.-: pour RP et OPH, la composition de la matière organique varie très

peu; - pour SBO et BOH, Ie comportement de la matière organique dans les

horizons Al Bh est Ie même que dans les horizons Al: Ie rapport AF/AH est constant quelle que soit la taille de l'agrégat alors que Ie taux de matière organique N.E. augmente avec celle-ci. Dans les hori­zons A 1 de même que dans les horizons Al Bh et Bh, la matière orga­nique N.E. est constituée de débris végétaux frais et d'humine héritée (il n 'y a pas d'humine d'insolubilisation dans les sols étudiés; Bilong, 1979). L'augmentation du taux de matière organique N.E. traduit donc une proportion croissante de débris végétaux à des degrés varia­bles de transformation.

30

4. DISCUS SION

D'après Boudot & Bruckert (1978), la formation des structures micro­agrégées des horizons Bh des sols ocre podzoliques serait liée à la teneur en complexes organo-métalliques amorphes (particulièrement les comple­xes organo-ferriques) de ces horizons. L'adsorption à la surface des argiles et des hydroxydes métalliques amorphes de composés organiques solubles provoquerait une modification des propriétés physico-chimiques du plasma organo-minéral qui acquiert alors une structure microagrégée caractéristique. Selon cette hypothèse, Ie plasma organo-minéral des horizons microagrégés devrait présenter une composition particulière. Or, pour les sols étudiés, la composition du plasma, (considérée par les proportions relatives entre matière organique extractible, Al203 et Fe203 C.D. et la fraction argile + limons,) ne sépare pas les structures

. microagrégées des autres structures (fig. 3). Les horizons microagrégés ont soit les teneurs les plus faibles (R.P.), soit les teneurs les plus élevées (BOH) en argile + limons. D'autre part, Ie rapport Al203 + Fe203 C.D./ matière organique extractible est Ie même pour BOH (microagrégé) et OPH (structure massive), alors que SBO (microagrégé) a un rapport diffé-

AR G.+ LI M.

Fe203+ AI 20 3 C.D. Mat. Org. Extr. Fig. 3 Composition de la masse fme des agrégats selon leur taille et leur origine. (symboles identiques à ceux de la fig. 1).

31

rent des précédents. Il n'y a donc pas ici de relation apparente entre les structures microagrégées et la composition du plasma organo-minéral.

Par contre, les structures microagrégées se comportent de façon parti­culière lorsque l'on considère Ie fractionnement de la matière organique dans les différentes classes d'agrégats. Les structures floconneuses, aussi bien ce ne des horizons Al que cene des horizons Al Bh et Bh, sont ca­ractérisées par l'augmentation, avec la taille de l'agrégat, de la teneur en matière organique N.E.

nest admis actuellement que les microagrégats des horizons Al sont d'origine biologique (Babel, 1975; Bal, 1973; Bruckert & Selino, 1978; Jongerius, 1956; Van Der Drift, 1964). Dans cette hypothèse, la teneur plus élevée en matière organique N.E. serait liée à l'incorporation par la microfaune de fragments végétaux plus ou moins transformés : comme

Ac. Fulv. 0/0

10

5

5

Fig. 4 Relation entre les teneurs en acides fulviques et les quantités de Al203 extraetibie par Ie réactif citrate-dithionite dans les différents agrégats (symboles identiques à ceux de la fig. 1).

32

pour Ie squelette minéral, Ie squelette organique a relativement plus d'importance dans les gros agrégats, sans doute parce· que les fragments y sont de plus grande taille.

Les agrégats des horizons Al Bh et Bh à structure floconneuse (SBO, BOH) présentent la même répartition de la matière organique N.E. DaI}s ces horizons, l'enraeinement est dense et des traces d'aetivité biologique sont visibles. Un processus d'ineorporation, par la mierofaune, dans les agrégats, de fragments de matière organique figurée provenant des ra­eines mortes peut done être également évoqué dans les horizons Al Bh et Bh. Comme dans les horizons A 1, leur structure serait alors essentielle­ment d'origine biologique.

Cependan t, la com position de la matière organique des horizons Al Bh et Bh diffère nettement de ceile des horizons Al, même lorsque Al et

photo 9 Ranker podzolique. Horizon Bh. Revêtement organique craquelé.

33

Al Bh ont la même structure floconneuse, et cette composition est assez constante dans tous les horizons Al Bh et Bh, queUe que soit leur struc­ture. De plus, Ie rapport Acides fulviques/Al203 C.D. est Ie même dans les agrégats de tous les horizons Al Bh et Bh (fig. 4). Il est probable que Ie même processus pédogénétique soit à l'origine de la mise en place d'une partie de la matière organique extractible et de l'aluminium "libre" dans les horizons Al Bh et Bh. Les observations macro- et micromorpho­logiques montrent que, dans Ie cas de l'horizon Bh de OPH, la matière organique a une origine essentieUement illuviale : la matrice minérale est uniformément colorée en brun par une matière organique de type mono­morphe (De Coninck et al., 1974). Il en est de même pour les agrégats les plus gros de l'horizon Bh de R.P. Le M.E.B. y montre des "croûtes" craquelées caractéristiques des dépots de gel organo-métalliques (Van Ranst et al., 1980; De Coninck 1980) (photo 9). fl semble alors qué si dans les sols bruns ocreux la structure microagrégée des horizons A 1 Bh a pour origine l'activité de la microfaune du sol, la matière première or­ganique qui constitue les agrégats soit pour une grande partie d'origine illuviale, traduisant Ie processus de podzolisation. En fait, les animaux réorganisent les matériaux qu'ils trouvent en place dans l'horizon : frac­tion minérale du sol, matière organique illuviale, fragments de racines mortes. Les processus de différenciation des sols podzolisés sur granite du plateau de Millevaches apparaissent donc de même nature que ceux qui déterminent la morphologie des podzols sur sables siliceux. La struc­ture de l'horizon spodique est déterminée par 1 'importance relative de deux phénomènes, l'un physico-chimique : l'illuviation de matière or­ganique, l'autre biologique : la formation de microagrégats.

Lorsque l'illuviation est seule active, la matière organique se dépose en revêtements à la surface des éléments du squelette. Si cette structure est très typique pour les podzols développés dans des matériaux sableux très pauvres en limons et argile, elle est beaucoup moins nette dans des matériaux sablo-limoneux contenant des quantités plus grandes d'argile (10 à 20 %). Dans ce cas, la matière organique imprègne l'ensemble de la matrice minérale. C'est ce matériau qui, selon Bruckert & Selino (1978) acquiert une structure foisonnante. Un tel processus peut effecti­vement être envisagé. Mais, sous climat atlantique, les structures micro­agrégées sont généralement associées à une colonisation racinaire impor­tante, favorisant l'installation et l'activité de la microfaune. Il apparaît alors difficile d'établir avec certitude l'origine physico-chimique stricte des microagrégats. .

Lorsque 1 'activité de la microfaune se développe, les produits illuviés sont repris, avec les matériaux présents sur place, dans une structure microagrégée qui masque les caractères micromorphologiques de l'iUu­viation. Cette microstructu!,e n'est pas spécifique du processus de podzoli-

34

sation en ce sens qu 'elle peut se construire à partir de matériaux organi­ques et minéraux n'ayant pas nécessairement une origine illuviale (Bou­dot & Bruckert, 1978).

5. CONCLUSIONS

Dans les sols étudiés, les structures microagrégées des horizons Al Bh et Bh apparaissent comme ayant une origine essentiellement biologique. La matière organique illuviale et celle provenant de la dégradation des racines mórtes sont reprises ensemble et mélangées à la fraction minérale dans les déjections de la faune du sol.

Ces structures biologiques ne sont pas spécifiques du processus de podzolisation : les animaux utilisent la matière organique présente dans l'horizon qu'elle soit illuviale ou non.

Seuls les revêtements de matière organique monomorphe sont carac­téristiques de la précipitation des complexes organo-minéraux, mais n'in­téressent, en fait, qu'une petite fraction de l'ensemble des sols podzolisés, celle des podzols morphologiquement bien développés sur matériaux sableux.

BIBLIOGRAPHIE

Aurosseau P. (1976) Morphologie et genèse des sols sur granite du Morvan. Thèse Docteur-Ingénieur, Univ. Rennes, 210 p.

Babel U. (1975) Micromorphology of soil organic matter. In : Soil Components. Vol. 1. Organic components,]. E. GIESEKING, "editor. Springer Verlag, New-York, pp. 369-473.

Bal L. (1973) Morphological analysis of soil. Thèse, Univ. Utrecht, 175 p.

Bascomb C. L. (1968) Distribution of pyrophosphate-extractable iron and organic carbon in soils of various groups. ]ourn. SoU Sci., 19 : 257-271.

Bilong P. (1979) Evolution des composés humiques et lipidiques des sols de Lande du Plateau de Millevaches. Thèse, Univ. Poitiers, 111 p.

BoudotJ. P. & Bruckert S. (1978) Complexes organo-métalliques et structures rnicroagrégées des sols chloriteux du système schisto-grauwackeux vosgien. Sci. Sol, 1 : 31-40.

BoumaJ., Hocks J., Van der plas L. & Van Scherrenburg B. (1969) Genesis and morphology of some alpine podzols promes. Journ. Soil Sci., 20, (2) : 384-398.

35

Bruckert S. (1979) Classification des sols brons ocreux et cryptopodzoliques par analyse des extraits tétraborates tamponnés à pH 9,5. Geodenna, 22, (3) : 205-212.

Bruckert S. & Selino D. (1978) Mise en évidence de l'origine biologique ou chimique des structures microagrégées foisonnantes des sols bruns ocreux. Pedologie, XXVIII, (1) : 46-59.

Conry M. J., De Coninek F., BoumaJ., Cammaerts C. & Diamond J. J. (1972) Some brown podzolic soUs in the West and South West of Ireland. Proc. Royal Irish Acad., 27, (B, 21) : 359-402.

De Coninek F. (1980) Major mechanisms in formation of spodic horizons. Geodenna, 24, (2) : 101-128.

De Coninek F. & Herbillon A. (1969) Evolution minéralogique et chimique des fractions argileuses dans des Alfisols et des Spodosols de la Campine (Belgique). Pedologie, XIX, (2) : 159-172.

De Coninek F., Righi D., Maucorps J. & Robin A. M. (1974) Origin and micromorphological nomenclature of organic matter in sandy spodosols. In : Soil Microscopy, Proceedings 4th Working Meeting on Soil Micromorphology, Kingston, Ont. Canada, G. K. Rutherford Editor, pp. 263-280.

J ongerius A. (1956) Etude micromorphologique des sols sableux sec des bois et bruyères aux Pays-Bas. e. R. 6ème Congrès intern. Science du Sol, Paris, E : 353-357.

Romans J. C. C. & Robertson L. (1975) Some genetic characteristics of the freely drained soUs of the Ettrick Association in East Scotland. Geoderma, 14 : 297-317.

Van der Drift J. (1964) SoU fauna and soU proHle in some inland dune habitats. In Soil Micromorphology, A. J ongerius ed. Elsevier, Amsterdam, 69-81.

Van Ranst E., Righi D., De Coninck F., Robin A. M. & Jamagne M. (1980) Morphology, composition and genesis of argillans and organans in soils. Journ. ofMicroscopy, 120 : 353-361.

Résumé

On a tenté de préciser l'origine des structures microagrégées foisonnantes, d'hori­zons B de sols bruns ocreux et ocre podzoliques développés sur les arènes granitiques du plateau de Millevaches. Pour cela, on a procédé à l'analyse des fractions minérales et organiques des agrégats séparés en six classes de taille « 50 .urn, 50-100 .urn, 100-200 .urn, 200-500 .urn, 500-2000 .urn, 2000-5000 .urn) par un tamisage à sec. Les résultats obtenus suggèrent que les structures microagrégées ont une origine essentiellement biologique (faunaturbation), mais qu'elles incorporent les produits illuviaux (matière organique, fer, aluminium) caractéristiques du processus de pod­zolisation.

36

Correlation between illuviation of organic material, activity of the microfauna and structure of B horizons in podzolic soils of the Millevaches plateau (France)

Summary

The author tries to establish the origin of fIuffy structures of some B horizons of "sols bruns ocreux" and "sols ocre podzoliques" devel.oped on granitie saprolites of the "Plateau de Millevaehes" (Franee). Organic and inorganie eomponents of aggregates were analyzed af ter separation into six particle-size groups « 50 #lm,

50-100 #lm, 100-200 #lm, 200-500 #lm, 500-2000 #lm, 2000-5000 #lm). Results suggest that fIuffy struetures have a biological origin through faunaturbation; they integrate however illuvial produets eo ming from the upper horizons and being characteristic for the podzolisation processes.

Relaties tussen illuviatie van organisch materiaal, aktiviteit van de microfauna en struktuur van de B horizont in de gepodzoliseerde bodems van het Plateau van Mille­vaches (Frankrijk)

Samenvatting

De auteur heeft gepoogd de oorsprong te achterhalen van de diffuse micro-aggre­gaatstrukturen, die in de Angelsaksische literatuur soms als "fIuffy" omschreven worden en die karakteristiek zijn voor sommige B horizonten van de okerkleurige bruine en podzolaehtige granietbodems van het Millevaches plateau in Frankrijk. Hiervoor werden de minerale en organische frak ties onderzoch t van verschillende aggregaten met variabele diameter « 50 ",m; 50-100 #lm; 100-200 ",mj 200-500 #lm;

500-2000 ",m; 2000-5000 ",m). De bekomen resultaten laten uitschijnen dat deze micro-aggregaatstrukturen hoofdzakelijk van biologische oorsprong zijn (faunatur­batie), maar dat z.e tevens:illuviatieprodukten insluiten (organisch materiaal, ijzer, aluminium) die karakteristiek zijn voor de podzolisatieprocessen.

37

PEDOLOGIE~ XXXII, 1, p. 39-51, 2 tab., 2 fig. Ghent, 1982

CHARACTERIZATION AND PEDOGENIC DEVELOP­MENT OF Fe-Mn GLAEBULES IN THE ALLUVIUM­DERIVED SOILS OF ASSAM, INDIA

D.~.CHAKRAVARTY

J. L. SEHGAL G.DEV

1. INTRODUCTION

Iron-manganese glaebules occur extensively in tropical and subtropical soils (Brewer & Sleeman, 1964). The glaebules are characterized by greater concentrations of Fe and Mn and lower concentrations of Si than the surrounding soil matrix. Large concretions have been reported to contain more Mn than small ones (Winters, 1938; Drosdoff fx Nikiforoff, 1940; Sokolova and Poltera 1968;Phillippe et al., 1972; Sidhu et al., 1977). It was moreover observed (Sidhu et al., 1976 & 1977) that in general, the amount of Fe, Mn, Cu, Co, Ni and Zn in Fe-Mn concretions is considerably higher than in. the surrounding soil matrix.

Various theories have been advanced with respect to the formation of glaebules (Robinson, 1929; Smith, 1936; Blume, 1967; Aristovskaya, 1965). According to Humbert (1948)and Aubert (1963), the altemating wet and"dry season resulting from fluctuating ground water may be responsible for glaebule formation. Winters (1938), Siuta & FlorkiesWÏez (1965) and Raikov & Sapundzhiev (1966) however, observed that poor drainage associated with level topography, as weU as light soil colour are favourable for the formation of concretions. According to Murthy and Mathur (1964), Fe-Mn concretions are formed by the cementing effect of Fe- and Mn-oxides, the concentration of which is higher in concretions than in the soil component. Sherman et al. (1969) reported that in tropical soils, the secondary oxide mineral-nodules are formed by the process ofinduration whereby the hydrated amorphous oxides ~d

Chakravarty D. N. - Dr - Present address : Regional Research Station (ICAR Complex), Asam Agricultural University, Diphu 782460, Assam, India. Sehgal L. Jawahar - Dr, Associate Prof. - UN-FAO, P.o. Box 2048 (Alwyah), Baghdad,lraq. Dev G. - Dr - Department of Soils, Punjab Agricultural University, Ludhiana, Pun­jab, India.

39

hydroxides are dehydrated to their crystalline oxide form. The resulting indurated oxide nodules become independent units in the soil system with a corresponding loss of effective surface. Gallaher et al. (1974) postulated that laterization processes are probably involved in the forma­tion of glaebules.

Information on the mineralogy of soil glaebules is limited. Gallaher and Radcliffe (1973) reported that such concretions are basically com­posed of 1: 1 and 2: 1 lattice clays. In addition, quartz, feldspars, goethite, gibbsite and haematite in different amounts are also present. Glaebules from surface soils described by Sherman et al. (1969) contain haematite, goethite and gibbsite. The present paper is aimed to study the nature of glae bules developed in some alluvium-derived soils and to evaluate their chemical and mineralógical composition in order to understand their pedogenic evolution.

2. MATERlAL AND METHODS

Three reference pedons, developed on alluvium of the Brahmaputra River under varying agroclimatic conditions in Assam, India (tabie 1) are studied and their Fe-Mn glaebules separated for further investigation. The details about the soil properties are reported elsewhere (Chakravarty et al., 1978). The region is characterized by alternate wet and dry seasons with about 70 % of the total rainfall concentrated in the rainy season (J une-Sep tem ber ) .

The Fe-Mn glaebules from the B-horizons are separated by wet sieving, dried at 600 C and their percentage determined (tabie 1). The samples are ground, sieved through a 300-mesh sieve and dispersed with sodium carbonate (pH 9) ;·the fraction less than 2 pm is separated using a cen­trifuge and stored in sus pension for X-ray diffraction. The DT A is carried out on the original (non-treated) samples by heating up to 1000oC, using a Paulik and Eridei derivatograph and photographic recording of a Pt-Pt­Rh thermocouple. Sensitivity is 1/15 for DTA and 1/10 for DTG curves, and the heating rate is 10oC/min. For comparison, the DTA was also carried out in sodium-bicarbonate-dithionite-citrate-buffer pretreated samples (Mehra& Jackson, 1960).

The X-ray diffraction analysis is conducted on magnesium-saturated samples, employing a Phillips PW 1950/25 goniometer, with euKa (1' 5418 Ä) radiation, at a scanning speed of 10 /min, at 40 kv and 20 MA. Further technical specifications include a diversion slit of 10 , a receiving slit of 0.1 mm, a c.hart speed of 1 mm/min and a time constant of 4.

The sieved samples are also used for the determination of organic carbon, total sodium, potassiurn, calcium, magnesium, aluminium, silica, titanium, iron, manganese and copper following the methods outlined by Jackson (1958).

40

..j:>.. ~

Table 1 Geographic conditions & classification of the studied soils

Pedon Soil Classification Location &

No. Physiography

1 Aeric Ochraqualf 26°.35'-27° 10' oN; Low-lying 94°.10'-94° 15~ oE Eastern Region

2 Aeric Ochraqualf 26°.07'-26°.10" oN; Low-lying 91 °.31 '-91 °.37' oE Western Region

3 Typic Paleudalf 25°.55'-260.26' oN; Upland 92°.58'-92°.59' oE Middle Region

*MAT = Mean Annual Ternperature .

Climatic conditions Horizon & Glaebule Rainfall * MAT Depth (cm) %

(OC)

> 2000 mrn 23.6 B2lt (49-79) 1.6 B23t (96-146) 4.5

1500-2000 rnrn 24.6 B12 (26-72) 6.5 B2t (72-150) 11.-5

1000-1500 rnrn 23.6 B2lt (28-139) 1.5 B23t (204-250) 6.0

~ N

Table 2 Characteristics of Fe-Mn glaebules and surrounding soil matrix

Horizon Glaebules Colour Organic pH (Depth in cm) % Size (Munsell) matter

(mm) %

Pedon 1 (Aeric Ochraqualf) B21t 1.6 3-10 Gray 2.2 (49-79) (7.5YR5/0)* (0.4) (5.8)

B23t 4.5 1-12 V.d.gray 0.9 -.(96-146) (7.5YR3/0) (0.1) (6.6)

Mean 3.0 2-11 1.55 -

(0.25) (6.2)

Pedon 2 (Aeric Ochraqualf) B12 6.5 1-4 Brown 0.9 -

(26-72) (7.5YR5/4 ) (0.3) (6.3)

B2t 11.5 1-7 D. gray 0.8 -(72-150) (7.5YR4/0) (0.1) (6.2)

Mean 9.0 1-5.5 0.85 -

(0.2) (6.2)

Pedon 3 (Typic Paleudalf) B21 1.5 1-5 Brown 1.7 -(28-139) (7.5YR5/2) (0.2) (6.1)

B23t 6.0 1-20 D. gray 0.6 -(204-250) (7.5YR4/0) (0.1) (7.9)

Mean 3.7 1-12 1.15 -(0.15) (7.0)

.. Overal mean: 5.2 1.3-10 1.2 -

(0.2) (6.5)

* data in paren.thesis are for the surrounding .soils.

Total elemental analysis Si02 Al20 3 Fe203 CaO Mgo K20 Na20Ti02 Mn02 Cu Zn

% % % . 0

'" % % % % % (ppm) (ppm)

42.8 4.5 ~~.7 4.6 2.9 . 3.5 0.4 0.6 1.5 130 780 (78.6) (4.8) (5.7) (1.5) (1.6) (1.5) (0.6) (-) (0.05) (670) (370)

45.4 3.4 26.8 2.5 0.8 1.1 0.5 0.7 11.10 100 780 (76.0) (5.7) (7.4) (1.1) (2.0) (1.6) (0.5) (1.0) (0.15) (500) (200)

44.1 3.95 30.0 3.5 1.8 2.3 0.5 0.65 6.3 115 780 (77.3) (5.2) (6.5) (1.3) (1.8) (1.6) (0.6) (1.0) "(0.1) (585) (295)

54.0 3.4 29.8 2.3 0.6 1.2 0.4 0.5 0.57 290 290 (75.0) (4.1) (2.4) (2.0) (1.1) (1.7) (2.2) (-) (0.86) (450) (110)

54.8 4.5 24.8 2.6 0.2 1.5 0.5 0.6 5.60 290 300 (71.6) (4.2) (5.9) (1.5) (1.0) (1.8) (1.1) (0.7) (0.04) (540) (140)

54,4 4.0 27.3 2.45 0.4 1.35 0.5 0.6 3.1 290 295 (73.3) (4.2) (4.2) (1.75) (1.1) (1.8) (1.6) (0.7) (0.4) (495) (125)

47.0 2.7 37.8 . 2.6 0.2 0.6 0.4 0.7 0.45 260 440 (76.0) (3.4) (5.4) (3.0) (1.7) (1.4) (0.5) (-) (0.02) (640) (180)

47.4 4.5 27.1 3.5 0.8 1.2 0.4 0.7 8.5 100 350 (71.3) (4.0) (8.7) (5.3) (1.3) (1.8) (0.5) (0.8) (0.09) (610) (270)

47.2 3.6 32.5 3.0 0.5 0.9 0.4 0.7 4.5 180 395 (73.6) (3.7) (7.1) (4.2) (1.5) (1.6) (0.5) (0.8) (0.05) (625) (225)

48.6 3.7 30.0 3.0 0.9 1.5 0.5 0.7 4.6 195 490 (74.7) (4.4) (5.9) (2.4) (1.5) (1.7) (0.9) (0.8) (0.2) (568) (212)

3. RESULTS AND DISCUSSION

3.1. Characterization

The percen tage and size of the glae bules in a particular pedon (tabie 2) increase with depth. The glaebules are dark-grey or very dark-grey in the lower horizons and become lighter in colour (brown or grey) in proximity to the surface. They occur as subrounded concretions, nodules and septeria. Some glaebules (P3) are coated with calcitic and day material and have strong brown (7'5 YR 5/8) discontinuous mottles. The thin-section study shows rather sharp boundaries between the glae­bules and their surrounding soil matrix.

The organic matter, Fe, Mn and Zn contents are higher and those of Si, Mg, K, Na and Cu lower in the glaebules than in the surrounding soil matrix of the corresponding horizon (tabie 2). With depth, the Mn con­tent of the glaebules increases. In Ochraqualfs (PI & P2) this may proba­bly be due to the deposition of Mn by microbial oxidation under the prevailing pH conditions (lower than 7). However, in the Paleudalf (P3) profile, the Fe-Mn concretions occur although the soil pH ranges be­tween 6.05 to 8.40. Mulder & Van Veen (1968) report in this respect that the microbial oxidation of Mn, resulting in its accumulation, is also effective in the pH range of 5.0 to 8.5.

The region from where the F e-Mn glae bules were collected is characterized by altemate wet and dry seasons where about 70 % of the total rainfall is received during the rainy season (June to September). In this period the groundwater level also remáins high. As a consequence alternate reducing and oxidizing conditions are realized during the rainy and dry seasons respectively. The reducing conditions facilitate the solubility of Fe- and Mn-compounds ln the upper horizons and sub­sequently these are leached to the lower horizons by mass flow or diffusion. On oxidation during the dry season these compounds are like­ly to precipitate to form the Fe-Mn glaebules through accretion of soil plasma in the S-matrix. This finds support from Brewer (1964), who reports that sequioxidic accretions are formed byan initial drying which causes a concentration of the soil solution in the small voids. Ross et al. (1976) observe that Mn-glaebules may occur in any horizon but that they are usually most abundant in horizons that are seasonally saturated with water during soil formation.

Moreover, the proftles from where the glaebules were separated have developed on relatively homogeneous, medium to fine textured parent materials, derived from hilly areas. The sand/silt ratios of less than 0.2 in between two adjacent horizons (Chakravarty et al., 1978) and the progressive increase in the weathering ratios of light and heavy minerals in the pedons (Chakravarty et al., 1979) support the above assertiori. On

43

the other hand, the downward movement of Fe and Mn is also consistant with the depth distribution of total Fe203 and Mn02 in ~hese profUes. The average total contents of Fe203 and Mn02 in these profUes increase fr om the upper to the lower horizons from 3.5 to 6.6 % and from 0.03 to 0.09 % respectively (Chakravarty, et al, 1978). These conditions ~~ggest that the subrounded and rather sharply bounded glaebules are formed in situ. Sehgal & Stoops (1972) and Sidhu et al. (1977) also report in situ formation of spherical and sharply bounded lime nodules as weU as Fe­Mn concretions in the alluvium-derived soUs of the Indo-Gangetic plains ofPunjab.

3.2. Mineralogy

The X-ray diffractograms and thermograms of the untreated and sodium-bicarbonate-dithionite-citrate-treated samples of the glaebules are shown in fig. 1 & 2. The diffractograms of the glaebules from the B21 t horizon of the Ochraqualf (P~) soU indicate no difference in the nature of the two curves. Further, the spectra show a broad plateau without any peak in the lower angles. This is comparable to the soU material of the same horizon and may probably be due to interstratifica­tion of montmorillonite, and kaolinite with low crystaUinity. The peak at 3.36 Ä, with increasing intensity af ter treatment, indicates the presence of kaolinite. In addition, goethite with peaks at 4.15, 2.66 (and 2.41) R, haematite with a peak at 2.51 Ä, calcite (3.03 Ä) and dolomite (2.19 Ä) are also present in smaU quantities. The endothermic reactions in the DTA curves at 150 and 7800 C (fig. 2) confrrm the presence of montmorillonite; the endotherm at 5500 C suggests the presence of kaolinite and that at 5550 C shows the presence of quartz. The endo­therm at 2800 C which decreases af ter treatment suggests the presence of poorly crystallized goethite. The exotherm at 3250 C may be due to the crystallization of amorphous ferric oxides to haematite.

The treated sample (B23t in the Ochraqualf soil PI), shows reflections at 10 Ä and 7.2 Ä indicating the presence of illite and kaolinite respec­tively. These peaks are, however, not observed in the untreated!samples. The 4.15Ä and 2.66 Ä diffraction peaks (fig. 1) and 3200 C endotherm (fig. 2) confirm the presence of goethite. The exotherm at 2700 C (which shifts to 3000 C af ter treatment), indicates the presence of amorphous ferric oxides (Mackenzie, 1970). A large and prominant endotherm at 8800 C (which shifts to ·870oC af ter treatment) with a broad plateau between 9000 C to 9850 C indicates the presence of cryptomelane (KMn8016). The chemical data of this sample also show a high content ofMn02 (11.2 %) and sufficient K20 (1.14 %). Prasad and Patel (1954) in their studies of syn thetic manganese dioxide describe a similar type

44

Pedon 1 OCHRAOUALF

Pedon2 OCHRAOUALF

Fig. 1 X-ray diffractograms of untreated and treated Fe-Mn glaebules.

45

Pedon 1

Pedon 2 B2t

100°C

Fig. 2

570°

550°

300°C 500°C

un1reated

treated

6950 untreated

untreated

treated

700°C

Thermograms of untreated and treated Fe-Mn glaebules.

46

of curves with a characteristic endotherm at 900-10000 C for the presence of cryptomelane. The occurrence of cryptomelane in some lndian soils was already reported by Ross et al. (1976).

The treated samples of glaebules from the B21t horizon of the Paleu­dalf soil (P3,) also show comparabie peaks for illite, kaolinite, goethite, quartz and calcite. The 2750 C endotherm in this sample illustrates the poor crystallinity of goethite (Mackenzie, 1970). The broad plateau in lower angles in the X-ray diffractograms and the endotherm at 6950 C in the DTA curves indicate the presence of montmQrillonite .which might be interstratified with other minerals. This has also been observed in the surrounding soil material from the same horizon.

The diffractograms showing lower intensities in the treated samples and the thermograms of the glaebules from the B23t horizon of the Paleudalf (P3) indicate a similar mineralogical make-up with the domi­nance of kaolinite, as has been observed in glaebules of the B21t horizon.

The diffractograms of treated and untreated samples of concretions from the B2t horizon in the Ochraqualf (P2) show the presence of illite (dominant)lgoethite, quartz, metahalloysite and hydromica. The broad­ening of the plateau at lower (between 14 and 9.9 Ä) and higher angles (at about 3.54 Ä) indicates an interstratification of illite with small quantities of montmorillonite minerals. The thermograms of th is sample also con6.rm the presence of illite, metahalloysite, goethite and quartz.

The glaebules of the B23t layer in the Paleudalf (P3) and of the B2t horizon in the Ochraqualf (P2) show weakly expressed endo-exo con­versions between 7800 and 980oC. This may be due to the presence of Mn203 and its conversion to Mn304 (KuIp & Perfetti, 1950). The chemical data of these samples show that they contain 8.5 % Mn02 (in the B23t of the Paleudalf P3) and 5.6 % Mn02 (in the B2t layer of the OchraqualfP2). Pavlovitch (1935) and Rode (1955) suggested that in such conversions Mn02 (pyrolusite) may also be one of the products involved.

Some of the Fe-Mn glaebules (B23t layer of the Paleudalf) are asso­ciated with calcitic nodules. This may be attributed to a non-biological chemical oxidation of the soil components (Brewer, 1972). The penetra­tion and subsequent deposition of the products by oxidation of Fe-Mn oxides in to the calcitic nodules may be possible in the early stages of the profIle development when the calcitic nodules are soft and porous. The calcitic soil nodules have been observed to be surrounded by neo­ferrans or to con tain micro-glae bules of sesquioxidic mate rial which penetrates due to the mobility of ferrous ions under reduced conditions (Sehgal & Stoops, 1972).

47

REFERENCES

Aristovskaya T. V. (1965) Microbiology of podzolic soils. Nanka Publishing House, Moscow-Lenningrad, 55 p.

Aubert G. (1963) Soils with ferruginous or ferralitic crusts of tropical regions. Soil Sci., 95 : 235-242.

Blwne H. P. (1967) Zum Mechanismus der Marmorierung and Konkretionsbildung in Stauwasserboden. Z. Pjlernahr. Bodenk., 119 : 124-134 (cited by MacEwan, D. M. C. and A. Ruiz Amilin J. E. Geiscking "Soil Components" Vol. 2 : Inorganic components, Springer­Verlag, N.Y. Inc., 337 p.

Brewer R. (1964) . Fabric and mineral analysis of soils. J ohn Wiley & Sons, New York, 392 p.

Brewer R. (1972) The basis of interpretation of soil micromorphological data. Geoderma, 8.81-94.

Brewer R. & Sleeman J. R. (1964) Glaebules : their defmition, classification and interpretation. J. Soil Sd., 15 : 66-78.

Chakravarty D. N., SehgalJ. L. & Dev. G. (1978) Influence of climate and topography on the pedogenesis of alluvium-derived soils of Assam : geographical settings, morphology and physico-chemical properties. IndianJ. Agri. Chem., 11(1) : 77-97.

Chakravarty D. N., SeghalJ. L. & Dev G. (1979) Sand mineralogy of the alluvium-derived soils of southern bank of the river Brahma­pu tra in Assam. J. lndian Soc. Soil Sci., 27 : 417-426.

Drosdoff M. & Nikiforoff C. C. (1940) Iron-manganese concretions in Dy ton soils. Soil Sci., 49 : 333-345.

Gallaher R. H., Perkins H. F. & Tan K. A. (1974) elassification, composition and mineralógy of iron glaebules in southern coastal plain soils. Soil Sci., 117 : 155-164.

Gallaher R. N. & Radcliffe D. (1973) Soil concretions : 11 Mineralogical analysis. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 37 : 469-472.

Hwnbert R. P. (1948) . The genesis of laterites. Soil Sci., 65 : 281-290.

Jackson M. L. (1958) Soil Chemical Analysis. Prentice Hall, Inc. Englewood eliff, N. J. USA, pp. 57-110.

Kulp J. Z. & PerfettiJ. N. (1950) Thermal study of manganese oxides. MineT. Mag., 29 : 239-251.

48

Mackenzie R. C. (Ed.) (1970) Differentia1 Thenna1 Ana1ysis. Academic Press, London. 456 p.

Mehra O.P. & Jackson M. L. (1960) Iron oxide removal from soils and clays by a dithionite-citrate system buffered with sodium bicarbonate. In : Clays and Clay Minerals Proc. 7th. Nat. Conf Monograph. 5, Cart Science Series. Pergamon Press, N.Y. pp. 317-327.

Mulder E. G. & Van Veen W. L. (1968) Effect of microorganisms on the transformation of mineral fractions in soils. Trans. 9th. Int. Congr. Soi1 Sci., 4 : 651-661.

Murthy R. S. & Mathur B. S. (1964) Special formation in some alluvial soil promes of the Ganga River plain of central U.P. - their origin, development and significance. Soils and Fert., 31 : 148.

Pavlovitch S. (1935) Action ofheat on manganese dioxides. C. R. Acad. Sci. Paris, 200 : 71-73.

Phillippe W. R., Blevins R. L., Baruhisol R. F. & Bailey H. H. (1972) . Distribution of concretions from selected soUs of inner blue grass region of Kentucky. Soi1 Sci. Soc. Am. Proc., 36 : 171-173.

Prasad N. S. & Patel C. C. (1954) D. T. A. of synthetic manganese dioxide. J. Indian Inst. Sci., 36 : 23-31.

Raikov L. & Sapundzhiev S. (1966) . Natural radioactivity and chemical composition of iron-maganese concretions in saline and podzolic soils. Soils and Fert., 30 : 105.

Robinson W. O. (1929) . Detection and significance of Mn02 in the soils. Soil Sci., 27 : 335-350.

Rode E. S. (1955). Thermographs of manganese oxides. Trans lst. Corp. Thennogr. Kajan., pp. 218-238.

Ross S. J. Jr., Franzmeier D. P. & Roth c. B. (1976) . Mineralogy and chemistry of manganese dioxide in some Indiana soils. SoU Sci. Soc. Am. Proc., 40 : 137-143.

SehgalJ. L. & Stoops G. (1972) . Pedogenic calcitic accumulation in arid and semi-acid regions of the Indo-Gangetic plain of erstwhile Punjab (India) - their morphology and origin. Geodenna, 8 : 59-72.

Sherman G. D., Ikawa H. & Matsusake Y. (1969) . A1luminous ferruginous oxide mine ral nodules in tropical soils. Pacific Sci., 23 : 115-122.

Sidhu P. S., Sehgal J. L. & Sinha M. K. (1976) Trace element contents of the Fe-Mn concretions. J. Indian Soc. Soil Sci., 24 : 330-331.

Sidhu P. S., SehgalJ. L., Sinha M. K. & Randhawa N. S. (1977) Composition, mineralogyandgenesis of Fe-Mn concretions from some soils ofNW India. Geoderma, 18 : 241-249.

Siuta J. & Florkieswiez .B. (1965) Investigations on the genesis of calcarious concretions. Soils and Pert., 209 : 371.

Smith W. O. (1936) Sorption of an ideal soil. Soil Sci., 41 : 299-230.

Sokolova T. A. & Poltera R. N. (1968) The study of Fe-Mn concretions from a strongly podzolized soil profile. Trans. 9th. Int. Congr. SoU Sci., 4 : 459-466.

Winters E. (1938) Ferro-manganiferous concretions for some podzolic soils. Soil Sci., 46 : 33-40.

Abstract

Fe-Mn glaebules of three reference pedons, representing Aeric Ochraqualf and Typic Paleudalf promes, developed in the alluvium-derived soils of Assam (India), were investigated for their morphology, composition and mineralogy in order to understand their pedogenic evolution. The percentage and size of the glaebules increase and their colour grades from brown-grey to (very)-dark-grey from the sur­face down the promes. The amount of organic matter, Fe, Mn and Zn is higher and of Si, Mg, K, Na and Ca lower in glaebules than in the surrounding soil matrix of the corresponding horizons.

The X-ray diffractograms and DTA thermograms indicate the presence of illite, kaolinite/metahalloysite, montmorlllonite and interstratified minerals of low crystal­linity. In addition, poorly-crystalline goethite and calcite have also been observed. The presence of cryptomelane corroborates with the high amount of Mn in the glaebules. The enrichment of glaebules with Mn minerals in the lower horizons may he due to the deposition of Mn hy microhial oxidation. The association of some glaebules with calcitic nodules seems to be the result of a chemical oxidation follow­ed by the penetration and subsequent deposition of the products of Fe-Mn (hydro) oxides into the calcitic nodules during the early stage of development.

Karakterisatie en genese van Fe-Mn concentraties (glaebules) in alluviale bodems uit Assam (Indië)

Samenvatting

Fe-Mn concreties (glaebules) afkomstig van drie karakteristieke alluviale bodems uit Assam (Indië), geklasseerd als Aeric Ochraqualf en Typic Paleudalf, werden be­studeerd en hun morfologie, samenstelling en mineralogie onderzocht teneinde een inzicht te krijgen in hun pedogenese. De hoeveelheid en de grootte van de concreties neemt toe en hun kleur verandert van grijsbruin tot donkergrijs vanaf de oppervlakte

50

tot in de diepere lagen van het profiel. Het gehalte organisch materiaal, Fe, Mn en Zn is hoger en dat van Si, Mg, K, Na en Ca is lager in de concreties dan in de omrin­gende bodemrnatrix van de overeenkomende horizonten.

X-stralenspectra en DTA-thermogrammen tonen de aanwezigheid aan van illiet, kaoliniet/metahalloysiet, montmorilloniet en zwak gekristalliseerde geïnterstratifieer­de mineralen. Daarnaast worden ook weinig kristallijne-goethiet en calciet waarge­nomen. De aanwezigheid van cryptomelaan is in overeenstemming met de hoge ge­halten Mn aangetroffen in de glaebules. De Mn-aanrijking in de concreties van de diepere horizonten kan het gevolg zijn van een afzetting van dit element via micro­biologische oxidatie. Het verband tussen sommige glaebules en calciethouderide no­dules blijkt het gevolg te zijn van een chemische oxidatie gevolgd door een indringing en afzetting van Fe-Mn (hydr)oxide produkten in de cálcietnodules tijdens de begin­fase van hun ontwikkeling.

Caractérisation et développement pédogénétique de concrétions ferro-manganésifères dans les sols alluvionnaires d' Assam (Inde)

Résumé

Des concrétions ferro-manganésifères (glaebules) de trois pédons typiques déve­loppés dans la zone alluviale d'Assam, et dassés comme Ochraqualf aérique et Paleu­dalf typique, ont été étudiées et leur morphologie, composition et minéralogie, analysées dans Ie but de comprendre leur évolution pédogénétique. La quantité et la taille des glaebules augmente et leur couleur change de brun-gris à gris foncé de la surface vers Ie bas du profil. Leur teneur en matière organique, Fe, Mn et Zn est plus importante et les taux de Si, Mg, K, Na et Ca plus petits que dans la matrisse de sol qui les englobe dans les horizons correspondants.

Les diffractogrammes aux rayons X et les analyses différentielles thermiques in­diquent la présence d'illite, kaolinite/metahalloysite, montmorillonite et d'inter­stratifiés peu cristallisés. En plus, des traces de goethite et de calcite peu cristallins ont été observées. La présence de cryptomelane peut être liée à la forte teneur en Mn des glaebules. L'enrichissement en Mn des glaebules situées dans les horizons in­férieurs des profils peut être due à un dépöt de cet élément par une oxidation micro­bienne. L'association de qUelques glaebules avec des concrétiens calcitiques paraît être Ie résultat d'une oxidation chimique suivie d'une infiltration et d'une déposi­tion subséquente des (hydr)oxides ferro-manganésifères dans les nodules calcitiques durant les stades initiales de leur développement.

51

PEDOLOGIE, XXXII, 1, p. 53-66,3 fig. Ghent, 1982

AN EV ALUATION OF THE SOIL MOISTURE REGIME IN DROUGHT-AFFECTED TROPICAL AND SUB­TROPICAL AREAS ON THE BASIS OF EASIL Y A V AILABLE CLIMATIC DATA

W.VERHEYE

1. Introduction

Soil climate is an important factor which influences the pedogenetical evolution as well as the agricultural production. The nature and intensity of many soil forming processes, such as mineral weathering or solution and migration phenomena, are of ten linked to specific temperatures and minimal moisture contents. plant growth and agricultural production take place within a relatively narrow temperature range and under the condition that sufficient water is available in the soil at the appropriate time.

The major role of the pedoclimate and its influence on soil forming processes and soil properties was already included in Dokoutchaiev's zonality concept. Vilenski's (1957) definition of weathering zones is largely related to the main climatic beits. Voloboyev's (1956) world classification is almost exclusively related to properly defined hydro­ranges (based on P/ETP ratios) and thermoranges (based on the average annual air temperature).

In the recent American classification Soil Taxonomy (USDA, 1975) the soi! climate interferes already at suborder level, whereby both the temperature and moisture regimes of the profile are considered. Parti­cularly in tropical and subtropical deserts and semideserts it is the latter which determines the nature and the intensity of the pedogenetic pro­cesses as weU as the classification.

Soil climatic and particularly soil moisture regimes are difficuIt to evaluate, not only because the parameters involved are complex, but also because in most cases the data needed for the determination of the water balance are scarce and uncomplete.

The aim of this investigation is to report about the empirical relation-

w. Verheye - Senior Research Associate, National Fund for Scientific Research, and Professor of Pedology, University of Antwerp (UIA), Belgium. Present address : Krijgslaan 281, 9000 Gent, Belgium.

53

ship found between the moisture regime of soils and a number of easily available climatic parameters, and hence to propose a rapid and easy method for the determination of this moisture regime, sensu Soil Taxo­nomy:(USDA, 1975). In this way the classification procedure can be facilitated, particularly in areas where no proper soil climatic data are available.

2. DEFINITION OF SOIL MOISTURE REGIMES

The soil moisture regime is an expression of the water balance in the so-called "moisture control section (MCS)". The upper boundary of th is control section, sensu Soil Taxonomy (USDA, 1975), is the depth to which a 15 bar-dry soil is moistened by a rainfall of 25mm in 24 h; its lower boundary refers to a depth of moistening af ter a rainfall of 75mm in 48 h.

Based on the period of the year, expressed in terms of cumulative and/ or consecutive days during which the MCS holds wat~r at a tension of less than 15 bars, well-drained arid and semi-arid soils can have three main moisture regimes, resp. characterized as aridic, xeric and ustic (USDA, 1975).

Aridic moisture regimes have a MCS which, in most years (1) is dry in all parts for more than half the time (expressed in cumulative days) that the soil temperature at 50 cm depth exceeds 50 C and (2) is never moist in some or in all parts for as long as 90 consecutive days when the soil temperature at 50 cm is above 8°C.

Soils with xeric moisture regimes have (1) a MCS which is dry in all parts for 45 or more consecutive days within the four months that follow the sommer solstice in six or more years out of ten; besides, this same MCS is moist in all parts for 45 or more consecutive days within the four months that follow the winter solstice in six or more years out of ten; (2) a moisture control section which is moist in some part for more than half the time, expressed in cumulative days that the tempera­ture at 50 cm depth is higher than 50 C OT is moist in some part for at least 90 consecutive days when the soil temperature at 50 cm depth is continuously above 8oC; (3) in addition, the mean annual soU tempera­ture must be lower than 220 C and mean summer and winter temperatures at 50 cm depth or at a (para)lithic contact should differ by 50 C or more.

SoUs with an us tic moisture regime are, besides a few exceptions (see item 3 of xeric regimes) situated in the areas with summer rainfall. The evolution of their water balance can therefore be summarized as follows : (1) for the tropical areas with mean annual temperature above 220 C or with a difference of less than 50 C between mean summer and winter temperatures at 50 cm depth, the MCS must be dry in some or all parts

54

for 90 or more cumulative days in most years; nevertheless, this MCS is moist in same part for more than 180 cumulative days, or it is continu­ously moist in some part for at least 90 consecutive days; (2) for the sub­tropical areas with mean annual soil temperature below 220 C and with a difference of more than 50 C between mean summer and winter tem­peratures at 50 cm depth the MCS must be dry in same or all parts for 90 or more culumative days in most years; this MCS is however not dry in all parts for more than half the time that the soil temperature at 50 cm depth is higher than 50 C (limit with aridic regimes), neither dry in all parts for as long as 45 consecutive days in the four months that follow the summer solstice in the case that in six or more years out of ten the MCS ismoist in all parts for 45 or more conse'cutive days in the four months th at follow the winter solstice (limit with xeric regimes).

In the periphery of the semi-arid areas rainfall distribution may be such that soils are not long enough dry as to meet the requirements for a xeric or ustic moisture regime. In this particular case this regime is characterized as udic. Soils under these circumstances have a MCS which, in most years, is not dry in any part for as long as 90 cumulative days. If moreover, the mean annual temperature is lower than 220 C and if the mean winter and summer temperatures at 50 cm depth differ by more than 50 C, the MCS may not be dry in all parts for as long as 45 consecutive days in the four months that follow the summer solstice in six or more years out of ten.

3. EV ALUATION OF SOIL MOISTURE REGIMES

The correct evaluation of the soil moisture regime requires frequent and time-consuming in situ determinations of the soil water content at variabie profile depths and at different time periods. In order to avoid such a long procedure and based on effective moisture measurements over a period of twenty years in the Great Plains, USA, Newhall (s.d.) has developed a mathematical model which permits to evaluate in a satisfactory way the moisture regime on the baSis of easily available monthly rainfall and temperature data.

In this mathematical model it is assumed that the tata! monthly rain­fall is concentrated for half of the amount in an intense, single and com­pletely in the soil penetrating shower at the middle of the month while the other half of the monthly rainfall is uniformily spraid over two identical periods of 15 days each; in the latter situation however only that portion of. the rain which is in excess of the evapotranspiration can be considered as being useful for the soil. In the particular case that the ETP is more important than the rainfall the exceeding energy is used for the evaporation of the soil moisture reserve.

55

In this way the year is divided in theoretical periods of 15 days, where­by the periods of two weeks with light rainfall are interrupted at the middle of the month by a single shower. The total moisture holding capacity of the soils is here by evaluated at 200 mm which, for an ave rage available water content of 10 %, corresponds to a soil moistening up till 200 cm depth.

Based on the study of the moisture input fr om rainfall and water loss by evapotranspiration the water balance and moisture calendar through­out the year can thus be calculated. In this way the sum can be made of the periods, expressed in a cumulative or consecutive way, that the MCS is dry or moist. What was originally developed for the specific conditions of the Great Plains, USA, has finally been generalized through the world­wide introduction of Soil Taxonomy into a more general approach.

In practice however, it is extremely difficult to evaluate correctly the moisture regime. Indeed, in case the original definitions and criteria should be checked in the field, at least ten years of measurements are re­quired. On the other hand, if the mathematical model is used, even then a relatively time-consuming calculation is needed or the help of a sophisticated computer programme is required.

Because of these problems and the impact they have on soil classifica­tion a need is felt to find a more rapid way to evaluate the moisture regime. As a first step in this research the regimes of 756 stations, situ­ated in the tropical and subtropical belt of North and West Africa and the Middle East (fig. 1) were calculated by computer and them com­pared to a series of climatic parameters in order to find a correlation be­tween both.

The computer study which is assumed to provide the reference data for this soil moisture regime was based on a Fortran programme devel­oped by Van Wambeke; its principles have been discussed in an earlier paper by Tavemier & Van Wambeke (1976). This programme is based on a part of Newhall's Cobol mathematical model and uses Thornth­waite's approach for the calculation of evapotranspiration data. More­over, average soil temperatures are estimated by adding 2.50 C to the corresponding air temperatures; in the same way average winter and sum­mer temperatures at 50 cm depth, corresponding to the mean tempera­ture of the three months following the winter and summer solstice are obtained by adding 2.50 C to the air temperatures for the corresponding period, reduced by 2/3 for the amplitude.

4. EVALUATION OF THE AIR CLIMATE

The atmospheric climate can be evaluated and classified on the basis of different criteria and formulae. According to the classical approach

56

l11 --..J

o 500 1000 km I !

NOUAKèHOTT

Fig. 1

SAliE L TOMBOUCTOU

o Artdic U~ . '$tlC .

• OUAGAbOUGOU • 0

'2:> ~~

...

ZONE ..

Location of meteorological stations and geographical distribution of soU moisture regimes based on computer evaluation, in the Saharo-Arabian belt. .

the mean annual rainfall is considered to be the basic parameter in the expression of aridity; additional data with respect to rain(all distribution, variability and in tensity may permit more accurate evaluations.

The study of the rainfall in relation to temperature constitutes how­ever a more realistic approach as this permits the introduction of factors such as evaporation and evapotranspiration, resulting in a better estima­tion of the effective soil moisture content. The degree at which the total precipitation is counterbalanced by the role of temperature, in relation to its effects on evapq( transpi)ration, has yielded a large range of indexes or parameters out of which aselection has been made. The main criterion for this selection was the easy availability of rainfall and temperature data and the difficulty to obtain long-term and accurate observations on other parameters. Although the role and impact of radiation intensity, cloudiness and wind velocity are highly recognized these factors are therefore not considered in the study. Hence, the following climatic air parameters have been considered : - the total annual rainfall as a mean of at least 15 years of observations

(P in mm); - the rainfactor of Lang (1 920) : I = P fT; - the aridity index of De Martonne (1935) which is defined as

1= (T~10); - the "aridity quotient" of Emberger (1930) defined as

Q = (M + ~)(:~ _ m) whereby P = annual rainfall in mm, M = mean

maximum temperature of the warme st month (in CO) and m = mean minimum temperature of the coldest month (in CO);

- the different Köppen-indexes (1918,1923 and 1928) resp. introduced to delineate the arid climates and defined as .

Köppen (191~) 1 = (5T~~20)

Köppen (1923) 1 = (Ti~3)

Köppen (1928) 1 = (T ~ 7) .

- and the "moisture coefficient" of Angström (1936) defined as

1= -p-. 1.07t

5. CORRELATION OF SOIL MOISTURE REGIME CHARACTERISTICS WITH AIR CLIMATE PARAMETERS

5.1. Preliminary screening study

The moisture regime being defined by various parameters, a first pre-

58

liminary study has been undertaken in order to determine the significance of each of them. As such the mathematical relationship was investigated between on'one hand the consecutive and cumulative number of days the MCS is dry or partly dry and on the other hand the c1imatic para­meter of total rainfall and the indexes of Lang, De Martonne, Köppen and Angström.

From this preliminary screening study it could be conc1uded that the differentiating parameters related to the soU temperature requirements of 50 C and 80 C at 50 cm depth have no major imp~ct on the classifica­tion of the pedoclimate in tropical and subtropical areas. More over , it has been found that from the remaining major criteria the number of consecutive days the MCS is dry is less relevant than the number of cumulative dry days. The latter statement is evidently due to the fact that the computer programme does not allow to distinguish between bimodal and monomodal rainfall distributions and hence makes no dis­tinction between areas with resp. one and two dry seasons.

As a conclusion of this preliminary investigation it was therefore learned that the number of cumulative days the MCS is dry could be con­sidered as the most obvious reference criterion for the defmition of the soU moisture regime in the investigated area.

5.2. Relation with tota! rainfall

Comparison of the number of cumulative dry days (y) as an expression of the nature of the soû moisture regime with the total annual rainfall distribution (x) shows an overall relation which can be expressed by the formula (*) :

y = 234 e-0.005x with r = 0.58 r 2 = 0.33

This poor correlation is understandable as in this case the highly variabie waterlosses due to evapo( transpi)ration phenomena at different temperatures are not considered. Correlation studies over limited geo­graphical areas, where the temperature rang~ is less important, confirm this statement by the occurrence of relatively good linear regression functions within the semi-arid and subhumid sections of resp. the Maghreb (with winter rainfall and oceanic influences at mid-latitudes), the Middle East (with winter rainfall and continental influences at mid-latitudes) and the Sahelzone (with a dominant rainfall distribution in the warmer season and within the intertropical belt).

For the Maghreb region for example covering 63 stations in the semi­arid sector of Morocco, Algeria and Tunesia the linear regression is of

(*) From the moment y is incorporated into a mathematical formula as the one used here its value can exceed the critical value of 365.

59

the form : y = -0.729x +443 , with r · = 0.87

r2 = 0.76 In the excessively arid rainfall areas with an ave rage annual precipitation ofless than 200 mm correlations are extremely poor.

5~3. Relation with Lang, De Martonne and Köppen indexes

The mathematical relationship between the number of cumulative dry days in the MCS (y-value) and the climatic parameters is considerably improved from the moment temperature criteria as weIl are considered. The latter determine indeed the importance of the evapo( transpi)ration processes and th1J.s have an impact on the amount of useful water for the soil. In this respect the correlation of the y-value with the Lang index (x), which is defined as I = PIT, can be expressed by the equation

y = 166 e-0.007x with r = 0.74 r2 = 0.55

Although not being yet of a high order the correlation is nevertheless much better than the corresponding data obtained for total annual rainfall: (see 5.2).

Regional study over limited geographical areas shows also relatively good linear relations with r-values ranging between 0.67 (r2 = 0.45) and 0.79 (r2 = 0.62). In the Sahelian zone an exceptionally good linear re­gression equation was found when the excessively dry stations were eliminated fr om the study; for the remaining 77 stations the formula was then read as y=-8.025x+413 wherebyr =0.95

r2 = 0.80 Correlation of the number of cumulative dry days with the index of

De Martonne and with the different Köppen indexes shows no major improvements in the significancies as is illustrated by the following for­mulae: - y value versus,De Martonne-index (x) :

y = 280 e-0.028x with r = 0.73 and r2 = 0.53 - Y value versus Köppen (1918) index (x)

y = 363 e-0.045x with r = 0.69 and r2 = 0.48 - Y value versus Köppen (1923) index (x) :

y = 357 e-0.042x with r = 0.68 and r2 = 0.46 - Y value versus Köppen (1928) index (x) :

y = 236 e-0.027x with r = 0.52 and r2 = 0.27

Regional studies over limited geographical regions with a more uniform

60

temperature regime and related waterloss show better linear relations as weIl (Verheye, 1980). Where for extremely arid regions (characterized by annual rainfall data below 200 mm) correlations are generally very poor, De Martonne's index shows high correlation coefficients in the semi-arid areas of the Maghreb (r = 0.88, r 2 = 0.77 over 59 stations) and Sahelzone (r = 0.88 over 51 stations).

Köppen's 1918 and 1923 indexes seem to be weIl adapted for the same geographical regions with r-values of the order of 0.85 (r2 = 0.72). In the Middle East area however the Köppen 19 23 ~ndex scores an r­value of 0.85.

5.4. Relation with Angströrn's index

The best correlations are however reached with the Angströrn-index

which is defined as I = -p-. 1.07t

When the total Saharo-Arabian belt is considered, whereby all 756 stations are taken into account, the relation is expressed by the exponen­tial regression equation

y = 384 e-0.007x with r = 0.79 and r2 = 0.62 Compared to all other parameters th is is by far the best result obtained.

A critical study of the registered climatic data permits however to eliminate a certain number of stations where the nature and variations of the figures obtained suggest a very questionable value. This is partic­ularly the case for areas situated in the excessively arid belt, whereby the erratic nature of the rainfall may seriously affect the mean annual figures and thus also the nominator value in the Angström-index. Hence, an adapted exponential regression curve was obtained (figure 2) for 707 stations, whereby

y = 331 e-O.005x with r = 0.87 r2 = 0.75

A systematic elimination of all stations situated in the extremely arid zone, as expressed by an_ Angström-index of less than 20, re duces con. siderably the number of data, but does not provide a_significant improve­men t in the correlation function. Hence, the new regression equation obtained for 496 selected stations reads as follows (figure 3) :

y = 320 e-0.005x with r = 0.88 r 2 = 0.76

From the evident similarity in the equations obtained for resp. 707 nearly at random considered stations and 496 selected stations it can be concluded that the latter exponential function expresses in a fairly good way the relationship between the number of cumulative days the MCS

61

cumulative dry days

360 ........

320

240

+

160 +

80

+# -+++ -+

+

o 20 80 160

Fig. 2

+ + +

+ ........

+

+

220

-+ -+-+

+

+

.,. 280

y = 331e -0.005x r2: 0.75

+

Angström index

Relation between the number of cumulative days the Mes is dry, sensu Soil Taxo­nomy (USDA, 1975) and the Angström-index for 707 stations in the Saharo-Arabian belt.

is dry (y-value) and the air-climate as expressed by the Angström-index (x~value).

Good linear relationships are more over found in individual and restricted geographical regions (except for the extremely arid areas where the rainfall variability both in time and in space is de6nitivey too high), whereby correlation coefficients are found of the order of 0.88 in de the semi-arid section of the Maghreb (over 70 stations) and of 0.95 in the semi-arid and subhumid Sahelian zone (81 stations).

6. CONCLUSIONS

The conclusions reached above illustrate th at a fairly good relation­ship exists between the number of cumulative days the MCS is dry (as an expression of the soil moisture regime) and some air-climatic para­meters. The significance of the correlation increases when the parameter or the index includes both rainfall and temperature data.

The Angström-index seems to be the most useful parameter. The most significant mathematical function appears to be an exponential regres­sion curve when the overall Saharo-Arabian belt is considered; it is a linear regression equation when the correlation is studied over limited geographical regions; the latter function varies from area to area and is

62

cumulatlve dry days

320

21.0

160

80

+

y=320e -0.005x

r2= 0.76

+ .+

+

o 20 80 160 220 280 Angström index 360

Fig. 3 Relation between the number of cumulative days the Mes as dry, sensu Soil Taxo­nomy (USDA, 1975) and the Angström-index for a selective number of 496 stations in the Saharo-Arabian belt.

influenced by the speciflc temperature and rainfall data of the region. In order to evaluate in a simple and rapid way the moisture regime of

the tropical and subtropical desert and semi-desert soils, as weIl as of their peripheral are as , it is suggested to apply the exponential regression curve as indicated above and to use the following procedure.

Step 1. Calculation of the y-value, as an expression of the number of cumulative days the MCS is completely dry from the function

y = 320 e-0.005x whereby x = Angström-index = ~, P = mean an­

nual rainfall in mm, and t = mean an!1ual temperatJi~7n 0C.

Step 2. Interpretation of the y-value based on the empirical relation­ships observed over all registered and computed data: y> 220 : aridic moisture regime; y < 80: udic moisture regime;

80 ~ Y ~ 220 : xeric moisture regime if the rainfall occurs in the winter period and if the average soil temperature is below 220C or if the winter and summer temperatures at 50 cm depth differ by more than SoC. The regime can be considered as ustic in all other cases.

F or limited geographical areas good linear regression equations can often be found, except in the excessively dry sectorwhere the rainfall

63

variability is too hazardous. In this respect our investigations are in line with the results recently obtained in Zimbabwe by Wats0J? (1981).

Acknowledgements

Sineere thanks are extended to Prof A. Van Wambeke (Cornell Uni­versity, USA) and Prof R. Moermans (UIA, Antwerp University, Bel­gium) for their precious comments and valuable suggestions to this study.

REFERENCES

Angströrn A. (1936) A coefficient of humidity of general applicability. Geografiska Annaler, 18 : 245-254.

De Martonne E. & Fay01 E. (1935) Sur la formule de l'indice de l'aridité. G.R.Ac.Sci., Paris, 200 : 166-168.

Emberger L. (1930) La végétation de la région méditerranéenne : essai de classification des groupements végétaux. Rev. Gén. Bot., Paris, 42 : 641-662 and 705-721.

Köppen W. (1918) Klassifikation der Klimate nach Temperatur, Niederschlag und J areslauf. Peterm. Mitt., 64 : 193-203 and 243-248.

Köppen W. (1923) Die Klirnate der Erde. Walt er De Gruyter Verlag, Berlin.

Köppen W. & Geiger E. (1928) Klimakarte der Erde. J ustus Perthes, Gotha.

Lang R. (1920) Verwitterung und Bodenbildung als Einfuhrung in die Bodenkunde. Peterm. Mitt., 13 : 107-123.

Newhall F. (s.d.) Calculation of soil moisture regimes from the climatic record. Soil Survey Invest. Rep., Soil Conserv. Serv., Wash., D.C., 17 p.

Tavernier R. & Van Wambeke A. (1976) Déterrnination du régime hydrique des sols du Maghreb d'après Newhall. Pedologie, 26 : 168-178.

Thornthwaite C. W. (1931) The climates of North Arnerica according to a new classification. Geogr. Review, 28 : 55-94.

U.S.D.A. (1975) Soil Taxonomy. A basic system of soil classification for making and interpreting soil surveys. USDA Soil Conserv. Serv., Agric. Handbook n° 436, 754 p.

Verheye W. (1980) Soil environments and soil formation in arid and sub-arid areas. Aggr. Thesis, Univ. Gent, Belgiurn, 397 p.(in Dutch).

64

vilenski D. G. (1957) Soil science. Israel Program Sci. Transl., J erusalem, 1960, 520 p.

Voloboyev V. R. (1956) Soils and climate. Trans. 6th Intern. Congr. Soil Sci., Pans, E : 181-188.

Watson J. P. (1981) Estimation of soil moisture regimes for classifying soil according to the United States system. Zimbabwe Journ. Agric. Res., 19 : 229-231.

Abstract

Although criteria and definitions for the evaluation of soil moisture regimes, sensu Soil Taxonomy, are clear the exact determination of these regimes is of ten very difficult. A correlation study between the factors which defme the pedoclimate and a number of climatic parameters characterizing the air-climate for 707 stations of the Saharo-Arabian belt has shown that it is possible to eValuate the soil móisture regime of drought-affected tropical and subtropical soils. On the basis of mean annual temperature and rainfall characteristics and using the exponential regres sion equation y = 320 e-0.005x, with x = being the Angström index = P/1.07t , the mathematical y-value can be determined and the moisture regime defmed.

Une évaluation du régime d'humidité du sol en zone tropicale et subtropicale sèche sur la base des données climatiques courantes

Résumé

Quoique les critères edes définitions des régimes d'humidité du sol, tels qu 'ils son t . conçus par Ie système USDA-Soil Taxonomy, sont clairs et indiscutables la déter­mination exacte de ces régimes est souvent difficile. Une étude de corrélation entre les facteurs qui caractérisent Ie pédoclimat et les paramètres qui déterminent Ie climat de l'air pour 707 stations de la zone Sahara-Moyen Orient a été entreprise. Ce travail a démontré qu'il est possible d'évaluer d'une manière simple et rapide Ie régime d'humidité du sol dans les zones tropicales et subtropicales sèches. Sur base des données courantes de la température et de la pluviosité annuelle moyenne et en

utilisant i'équation exponentielle y = 320 e-O·005x, ou x = l'indice d'Angström = P/1.07t , la valeur mathématique de y peut être déterminée et Ie régime d'humidité du sol defmi.

Een evaluatie van het bodemvochtigheidsregime in de droge tropen en subtropen op basis van eenvoudige klimaatgegevens

Samenvatting

Alhoewel de kriteria en de definities duidelijk zijn voor de bepaling van bodem­vochtigheidsregimes, sensu Soil Taxonomy, is een exacte evaluatie van deze regimes

65

dikwijls zeer moeilijk. Een vergelijkende studie tussen de faktoren die het pedokli­maat beïnvloeden in 707 stations van de Saharo-Arabische gordel heeft aangetoond dat het mogelijk is het bodemvochtigheidsregime van de droge tropische en subtro­pische bodems te evalueren. Rekening houdend met de gemiddelde jaarlijkse tempe­ratuur- en neerslaggevens en via de exponentiële vergelijking y = 320 e-0.005x, waarbij x de Angström-index voorstelt = P/1.07t , is het mogelijk de mathematische y-waarde te bepalen en vervolgens het bodemvochtigheidsregime te defmiëren.

66

PEDOLOGIE, XXXII, 1, p. 67-83, 5 fig., 3 tab. Gand 1982

DONNEES NOUVELLES SUR L'EVOLUTION SUPER­FICIELLE FERSIALLITIQUE SUBIE PAR LES BASALTES PONTlENS DU BASSIN D'AURILLAC (CANTAL, FRANCE). CAS DU PROFIL DE SAINT ETIENNE DE CARLAT ET CONSIDERATIONS PALEOCLIMATIQUES

INTRODUCTION

J. DEJOU W. CHESWORTH

P. LARROQUE

Dans une note récente (Dejou & Chesworth, _1979), nous avons décrit les caractéristiques physico-chimiques particulières de l'évolution super­ficielle subie par les basaltes pontiens de Belbex dans Ie bassin d'Aurillac (Cantal). Cette recherche s'inscrivait dans Ie prolongement des travaux de Erhart (1940) et de Gibert (1973) qui avaient étudié cette même évo­lution au Puy Coumy à l'Est d'Aurillac. Celle-ci a donné naissance à une zone d'alté~ation très ameublie de teinte rouge vif, riche en fracdonfine < 2 /.lm, et grace à l'examen minéralogique de cette même phase, nous avions situé cette évolution, contrairement à l'opinion des auteurs pré­cités, dans Ie domaine fersiallitique.

Une nouvelle prospection de terrain nous a fait découvrir une seconde coupe, comparabie à celle de Belbex. Elle est localisée à proximité du village de St Etienne-de-Carlat, à environ 15 km à I 'Est d' Aurillac. Dès lors, il nous a paru intéressant de prolonger les mêmes observations et d'établir en même temps une comparaison avec Ie profil de Belbex. Dans les deux situations, deux paramètres fondamentaux de l'évolution de ces roches sont presque identiques, à la fois entre eux et aussi à ceux du Puy Coumy, ce qui constitue un argument de valeur pour une étude comparative : d'une part la nature pétrographique des roches-mères qui appartiennent au clan des basaltes et d'autre part l'age de leur mise en

DejouJ. - INRA, Station d'Agronomie, 12, avenue d'Agriculture, 63039 Clermont­Ferrand, France. Chesworth W. - Ontario Agricultural College, Department of Land Resource Science, University of Guelph NlG 2W1, Ontario, Canada. Larroque P. - Maison des Volcans, Chateau Saint-Etienne, 15000 Aurillac, France.

67

place. En effet, on peut attribuer à la coulée de Belbex reposant sur les mames stampiennes et considérée comme Ie prolongemen~ des deux coulées du Puy Courny (Gibert, 1972) un age compris entre 7,3 ± 0.4 M.A. * et 6,48 ± 0.1 M.A. * (Bellon et al., 1972). A St-Etienne-de-Carlat, la coulée unique développée dans une paléovallée au-dessus des argiles vertes du Stampien a été datée de 7,37 ± 0.4 M.A. * par les auteurs pré­cités; elle est donc presque contemporaine des précédentes.

2. ETUDE MINERALOGIQUE DU BASALTE DE ST ETIENNE-de­CARLAT

Elle a été réalisée par Blais (1972) qui a reconnu parmi les phénocris­taux : l'augite titanifère et l'olivine, avec de nombreuses craquelures et souvent bordée d'une couronne rougeatre d'iddingsite. La mésostase, beaucoup plus abondante est constituée par ces mêmes minéraux aux­quels sont associés les microlites de labrador très abondants avec des con tours très nets, des minéraux opaques disséminés dans toute la roche, l'apatite et enfin une phase vitreuse isotrope. .

Le tableau 1 donne les analyses chimiques, les compositions minéra­logiques, et quelques paramètres pétrographiques des roches de St Etienne de Carlat et de Belbex. On constate de grandes analogies entre les deux matériaux. Le paramètre de coloration (col < 60) permet de les classer parmi les basaltes, mais à proximité du domaine des ankaramites ou Blais (1972) situe toutefois la roche de St Etienne-de-Carlat d'après les résultats d'une autre analyse chimique. Il s'agit de basaltes moyenne­ment alcalins d'après leur position dans Ie diagramme de Kuno, apparte­nant à la série sous-saturée du Cantal définie par Brousse (1961) et proches des basaltes de la région décrits par l'un de nous (Larroque, 1975). La proportion très faible de la néphéline normative (1,9 % et 2,2 % respectivement à St Etienne-de-Carlat et Belbex) eXclut leur apparte­nance aux basanites, qui en contiennent au moins 5 % (Mac Donald &

Katsura, 1964). A coté de ces analogies évidentes, il faut noter cependant deux diffé­

rences assez marquées dans la composition de ces basaltes: celui de St Etienne-de-Carlat est plus riche en labrador - et ceci est corroboré par l'analyse chimique qui indique un taux plus élevé de CaO et Na20 -et au contraire plus pauvre en verre.

3. DESCRIPTION DE LA COUPE DE ST ETIENNE-de-CARLAT

Tout comme celle de Belbex et suivant une architecture comparabie,

M.A * = million d'années.

68

Tableau 1 Composition chimique et minéralogique des basaltes des environs d'Aurillac (Cantal)

Apalyses chimiques An. W. Chesworth~uelph 1979 Composition minéralogique approchée (en % pondéral)

Eléments St Etienne de Carlat Belbex Constituants St Etienne Belbex (Moy. de 2 échant. ) B1 de-Carlat S.E·1

Si02 42,98 43,55

Al20 3 12,18 12,48 Augite titanifère 28,2 31,2

Fe203 6,22 4,98

FeO 4,17 6,53 Olivine 8,1 11,3

Ti02 2,74 2,86

P205 1,38 0,63 Labrador 33,2 22,2

MnO 0,16 0,20

CaO 12,70 11,71 Minéraux opaques 8,5 10,0

MgO 7,41 9,37

K20 1,00 1,67 Apatite 3,0 1,4

Na20 2,64 1,96

H20+ { 3,30 (*) 2,04 Verre 12,0 23,1

H20- 3,00 (*) 0,90 Eau 6,3

Total 99 ,88 98,88 Total 99,3 99,2

Paramètres CPIW 111 5,3,4 111 5,3,4 [2,2,2(3)4 ] [2,2,2,2]

Paramètres JUNG-BROUSSE

SAT -4,2 -5

COL 55 55

FELDS 13,7 23,2

Equivalents catio-niques

Si 43,3 42

R 31,8 32

(*) La teneur en eau relativement élevée du basalte de St Etienne de Carlat indique que la roche a déjà subi un début d'altération.

69

elle montre sur Ie même profil, selon une filiation génétique très étroite, la roche-mère, la zone d'altération et Ie sol qui en est déri~é.De la base au sommet, on note les niveaux suivants. 1. Le basalte frais, disposé en prismes irréguliers, à une profondeur su­périeure à 4,5 mètres. 2. Une première zone d'altération profonde C2 (300-450 cm) avec déve­loppement de boules ovoïdes, mais sans élaboration de matrice au tour d'elles. 3. Une seconde zone d'altération C1 (60-250 cm) avec altération en boules et présence d'une matrice interstitielle, de teinte brun jaunatre (10 YR 6/8) et de texture limono-sableuse. 4. Un sol brun actuel : (0-60 cm) à couleur 10 YR 4/2, de texture limo­no-argileuse et de structure grenue à polyédrique. Il est probable, compte­tenu de la situation de ce sol presqu'en bas de versant, que des apports allochtones constitués d'éléments empruntés à la formation considérable des brèches volcaniques qui Ie surplombent sont venus s'incorporer dans sa masse.

4. AMEUBLISSEMENT INTENSE DU BASALTE

Il a été apprécié grace à l'analyse granulométrique dont les résultats son t consignés dans Ie tableau 2.

Si l'ameublissement du basalte de St. Etienne-de-Carlat s'avère moins intense qu'à Belbex ou la fraction fme < 2 J.lm contenue dans la zone rouge d'altération représente 54 % de la phase < 2 mm, il n'en demeure pas moins très important et largement supérieur à celui qui affecte les roches cristallines et cristallophylliennes des régions tempérées ou les zones d'altération, arènes ou gores, ne contiennent que de 1 à 5 % d'élé­ments < 2 J.lm. (Dejou et al., 1977). Il évoque dès lors, en y associant la morphologie spéciale du profil et sa puissance, un type d'évolution qui semble s'être déroulé hors du domaine climatique tempéré et qui rappelle à bien des égards celui des régions tropicales (Bakker, 1966). De plus, la richesse du niveau Cl en Ca échangeable et son taux de saturation très élevé excluent d'une manière formelle son appartenance au domaine ferrallitique. Ces premières données sont par contre d'ores et déjà com­patibles avec une genèse dans des conditions fersiallitiques (Riquier," 1966 ).

Quant au sol actuel, ses caractéristiques chimiques, notamment Ie pH et les bases échangeables, sont celles d'un sol brun, opinion confirmée par son aspect morphologique in situ.

70

Tableau 2 Analyses granulométriques de la zone d'altération et du sol de St Etienne-de-Carlat

Zoned'altération SE-3 Sol SE-4 Cl (200-250) cm (10-50) cm

% de la phase < 2 mm 90,5 99,0

Argile < 2 J.Lm 19,2 26,5 Limon 2-20 J.Lm 15,5 21,5 Sables très fins 20-50 J.Lm 14,0 12,4

b {50-200 J.Lm 18,5 16,4 Sa les 200-2000 J.Lm 33,3 20,5

pH eau 6,1 6,3

CEC en me/100 g 35,0 19,6 Ca en me/100 g 27,6 13,3 Mg - 5,8 3,0 K - 0,68 0,58 Na - 0,28 0,12

Taux de saturation (%) 98,1 87,0

5. NATURE DES PRODUITS SECONDAIRES ISSUS DE L'EVOLU­TION DU BASALTE

Les pro duits secondaires issus de l'évolution du basalte ont été étu­diés dans les phases < 2 J.Lm, 2-20 J.Lm et 20-50 J.Lm ex traites de la zone d'altération Cl. Plusieurs techniques ont été mises en oeuvre pour eet examen: dissolution sélective de la phase non cristalline suivant la tech­nique de F ollett et al. (1965), rayons X, analyses thermopondérale et thermique différentielle, mesures des surfaces totales et analyses chimi­ques.

Deux catégories de matériaux ont été identifiées : - une phase amorphe décelée en faible quantité dans chacune des 3 fractions : 2,2 à 2,5 % et de composition chimique assez voisine; Ie rap­port moléculaire Si02/A1203 varie de 1,78 à 2,18, caractéristique impor­tante qui rapproche cette phase amorphe de celles contenues dans les sols volcaniques et les matériaux issus de l'altération des cendres volca­niques des zones subtropieales ou il est compris entre 1,3 et 2,2 (Yoshi­naga, 1966); - des minéraux argileux cristallisés qui vont être maintenant examinés.

6. EXAMEN DES MINERAUX ARGILEUX

6.1. ph ase < 2 .J.Lm

Rayons X - Echantillon normal saturé Mg ++ . Sans traitement par

71

l'éthylène-glycol (EG) l'échantillon montre une raie de forte intensité à 17,1.R indiquant la présence d'une smectite (Robert, 1975). La raie à 4,56 .R, la plus intense pour ce minéral2/1, est aussi identifiée.

On note aussi des raies à 7,4 - 4,48 - 3,63 et 3,57 R correspondant à un minéral1/1 très proche d'une métahalloysite ou halloysite partielle­ment deshydratée plutot que d'une kaolinite (Brown, 1961).

Traitement EG - 11 détermine un gonflement important traduit par une raie de très forte intensité à 18,6 R, soit à une distance supérieure à 17,6 R habituellement reconnue comme limite pour les montmorilloni­tes (Robert, 1975). Selon cet auteur, ce phénomène peut s'expliquer par la présence dans les esp aces interfoliaires de couches d'hydroxydes, fer ou aluminium, en l'absence id de composés organiques.

Traitement citrate Na - La hauteur de la raie fondament~e 001 aug­mente de façon nette mais elle se place désormais à 15,7 R àla suite de l'extraction d'une partie des constituants interfoliaires par Ie réactif.

Traitement couple EG + citrate - La raie fondamentale revient à 17, 7 ~. Ainsi, les rayons X mettent en évidence deux minéraux essentiels : une smectite et un minéral apparen té à la métahalloysite.

La présence d'un minéral 2/1, fortement représenté, confrrme l'hypo­thèse qu'il ne s'agit pas d'une altération ferrallitique.

Analyse thermo-ponderale - La courbe représentée dans la figure 1 con­firme la présence des deux minéraux argileux.

Le départ d'eau très important avant 2000 e (10 %) caractérise la smectite; une flexure nette entre 250 et 3500 e est attribuée à la perte d'eau de la goethite et ced est corroboré par les analyses chimiques indi­quant une teneur élevée en fer libre dosé par la méthode de Deb (1950).

Une nouvelle perte d'eau très accusée (5 %) entre 4000 et 6000 e ca­ractérise la métahalloysite; toutefois, elle peut être aussi due pour une part à la smectite, de sorte que sa mesure ne fournit qu'une estimation approchée et probablement surestimée du minéral1/1. Au-delà de 600oC, la perte d'eau est attribuée à la smectite.

Analyse thermique différentielle - L'examen du diagram me de la figure 1 confirme les résultats précédents; la smectite est caractérisée par un crochet endothermique très important peu avant 1000 e et la métahalloy­site par un crochet endothermique à 4800 e suivi par un petit crochet exothermique à 880oe. Le crochet exothermique à 3100 e est attribué à la goethite.

Analyse chimique (tableau 3) - En dehors de MgO, les au tres cations ne sont que très faiblement représentés. L'analyse décèle surtout Si02, Al203, Fe203 et H20. Le rapport Si02/Al203, très élevé, corrobore la présence largement dominante de minéraux argileux 2/1.

72

o

H 0 20

15

10

o

Fig. 1

100

---

100

200 300 400 500 600 700 800

< 2 \lm'

2- 20 \lm -----_ ... _---- .... --

,,/-,...........-. _ . - ' _. --_ ... _---_/'./' 20-50 \l m

- - - - :.:.-~ ./ . - ' , ----."'/'

200 300 400 500 600 700 800

Analyses thermiques différentielles et thermo-pondérales des fractions fmes de la zone d'altération de St. Etienne-de-Carlat.

900

c

Bilan des surfaces tota/es - Après Ie retrait de la métahalloysite et de la phase non cristalline auxquelles on attribue une surface spécinque moyen­ne (30 et 250 m2/g respectivement), il est possible de calculer la surface spécifique approchée de la smectite. Celle-ci s'élève à 7 50 m~/g, valeur proche des normes classiques de ces minéraux argileux.

73

Tableau 3 Analyses des échantillons de Saint-Etienne-de-Carlat (Cantal) prélevés dans Ie niveau Cl (200-250) cm. An F. CANTAGREL - S. COUTURIÉ - Clermont-Fd déc. (1977)

Echantillon S.E.31 S.E.32 S.E.33

An.9155 An.9152 An.9150 Argile < 2 Jlm Limon 2-20 Jlm Sables 20-50 Jlm

Si02 41,70 41,80 41,40

Al20 3 15,65 14,80 14,80

Fe203 21,50 19,18 19,68

FeO traces 0,20 0,20

Ti02 1,60 2,60 3,50

P205 n.d. n.d. n.d.

MnO 0,20 0,25 0,34

CaO 0,20 4,60 5,55

MgO 1,35 1,80 2,25

K20 0,40 0,75 0,75

Na20 0,15 1,20 1,60

H20+ 10,40 7,09 6,10

H20- 6,25 4,79 4,50

TOTAL 99,40 99,06 100,67

Fer libre: Fe203 % Deb. 13,40 13,00 13,55

Surface totale m2/g(*) 390,0 226,8 155,3

Si02/Al203 4,53 4,8 4,76

Phase amorphe { Si02 1,23 1,42 1,31

% Al203 0,96 1,18 1,25

Si02/ Al20 3 de la phase 2,18 2,04 1,78 amorphe

(*) Mesurées par J. GUYOT, INRA Dijon (1978)

6.2. Phases 2-20 Jlm et 20-50 Jlm

Les spectres de RX décèlen t dans ces deux fractions la présence de smectite (avec cependant moins de netteté dans la phase 20-50 Jlm), de la métahalloysite et de la goethite; un interstratifié irrégulier apparait également vers 12,5 Ä. Les minéraux primaires, pratiquement absents dans la phase < 2 Jlm s'ajoutent désormais aux minéraux secondaires et prennent de plus en plus d'importance, au fur et à mesure de l'accroisse-

74

0 50 100 0 50 100 0 50 100

,/ .......... , / /" /' ""'-

........... ........... -- .......... /' -----.. /'

/" " ..........

--...... /

-....:.

<2 jJm 2-20 jJ m >20- 50 jJm

Mi néraux prima i res dans un é tat d ' a lt é r a t ion var iab ie Hé t ahalloys i t e

E~~31 Oxyde s de fe r libres

U.: ::.::·.; . .:;.::I Pha s e non cris t alli ne

Fig. 2

Smect ite

Composition approchée des phases fmesde la zone d'altération de St. Etienne-de­Carlat.

ment de la taille des particules. n s'agit de l'olivine : 3,76 - 3,07 - 2,82-2,46 Ä, du plagïoclase : 3,20 Ä (F) et de l'augite : 2,99 - 2,61 - 2,45 Ä.

La présence des deux phyllites smectite et métahalloysite est très nette à la lecture des diagrammes thermiques et la quantité du minérall/1 est toujours estimée de façon approchée grace à la thermogravimétrie. Les surfaces totales s'abaissent progressivement en relation avec la diminu­tion de la quantité de smectite.

Les analyses chimiques de ces fractions diffèrent fondamentalement de cdles de la phase < 2 J.lm par la présence de cations, surtout CaO et dans une plus faible proportion MgO, en relation avec l'importance crois­san te des minéraux primaires.

La figure 2 donne une composition approchée des phases fines 0-50 J.lm

contenues dans la zone d'altération.

7. EVOLUTION CHIMIQUE

Trois méthodes ont été mises en place pour appréhender cette évolu­tion chimique.

7.1. Représentation graphique de la marche de I'altération par Ie dia­gramme de Chesworth (1973), figure 3

On utilise un système de 3 coordonnées : [Si02 + Al20 3 + Fe203], 50 % [CaO + MgO] et 20 % [K20 + Na20]

La figure montre Ie déplacement très important du point représentatif de l'altération chimique depuis Ie basalte frais jusqu'à la zone d'altération jaunatre, en passant par une série d'étapes intermédiaires. On constate une progression remarquablement continue et linéaire de cette évolution

75

• St Etienne de Carlat

50% CaO + HgO

2

• \ l ee4

O- __ ~\ __

a ",?" 5 \ '

\

6\ 7

I e t 2 : basal t es frais - 4 et 3 : basal t es peu a l t~r~s

5 boule très altérée - 6 et 7 : zone d ' alté ra tion j aunatre

o Belbex

Fig. 3

a : basalte frais - b : enveloppe interne d 'une bou le

c : bou le très altérée - d : niveau rouge d ' a l tération

fersiall itique .

Représentation graphique de la marche de l'évolution superficielle des basaltes du bassin d'Aurillac.

vers Ie pale [Si02 + Al20 3 + Fe203] correspondant au "système rési­

duel" de Chesworth. Elle apparait ainsi très intense et plus active que dans les zones tempérées, car elle est caractérisée par l'éva:cuation d'une grande part des cations : 60 % du CaO, 65 % du MgO, 55 % de Na20, et Ie maintien des éléments les moins vulnérables de la roche. Il faut noter d'ailleurs la forte concentration du Fe203 classique en domaine fersialli­tique, qui devient ici deux fois plus abondant: 12,5 % dans Ie basalte et 25,8 % dans l'ultime niveau d'altération.

Le graphique montre aussi que l'évolution globale est moins.intense à St Etienne-de-Carlat que sur les basaltes du Belbex.

7.2. Calcul de l'indice d'altération de Parker (1970), figure 4

Cette technique foumit une deuxième approche de l'évolution du basalte. Elle se propose en effet d'estimer l'altération géochimique des roches süicatés par Ie calcul d'un indice ainsi défmi :

I = [~.a7 +~ + 0~5 + 0~5] X 100

76

L'auteur ne prend en compte dans sa formule que les cations alcalins et alcalino-terreux qu'ü considère à juste titre comme les plus mobiles et qui traduisent de ce fait, de façon relativement correcte, selon lui, l'évolution géochimique superficielle d'un matériau silicaté. Les élé­ments chimiques sont exprimés en nombre d'atomes et calculés pour tous les horizons du profil, depuis Ie basalte frais jusqu'à la zone supé­rieure d'altération. Aux dénominateurs figurent les énergies de liaison de ces cations avec l'oxygène estimées par Nicholls (1963). Plus l'écart est important entre la valeur de l'indice de la roche-mère et son produit Ie plus altéré, plus forte est l'évolution géochimique globale.

La figure 4 représente les variations de cet indice de Parker. Elle con­fume de façon nette qu'il s'agit à St Etienne-de-Carlat; d'une évolution intense, beaucoup plus accusée que celle des régions tempérées humides, schématisée par celle qui a affecté au Quaternaire une diorite du Li­mousin, avec un faible écart de l'indice depuis la roche-mère jusqu'à l'arène. A Belbex, l'altération est plus accusée qu'à St Etienne de Carlat, les cations mobiles étant presque évacués dans leur totalité.

7.3. Progression de l'altération mesurée par la perte au feu

La somme Al203 + Ti02 étant relativement constante au cours de cette évolution il est possible de porter en ordonnée Ie rapport du pour­centage de chaque élément chimique à cette même somme Al203 +Ti02 choisie comme invariant.

On constate, grace à la figure 5 que l'exportation des éléments CaO, MgO et Na20 est surtout marquée dans la zone profonde du profil jusqu'à environ trois mètres et qu'elle est plus réduite ensuite. K20 appa­rait comme Ie cation Ie moins vulnérable; il est vrai qu'il est peu repré­senté comparativement aux autres : 0,86 % seulement dans Ie basalte frais.

On observe aussi une certaine désilicification dont Ie rythme est sen­siblement identique à celui des alcalins et alcalino-terreux.

Enfin Ie diagramme met en lumière une accumulation importante du fer, pourtant réputé très peu mobile (D'Hoore, 1954),. qui n 'atteint ja­mais cette intensité en zone tempérée. Si l'on calcule lès pertes globales subies par les cations CaO, MgO, Na20 au cours de l'altération, soit 13,8 % au total, on constate qu'elles sont presque exactement compensées par l'accroissement du fer : 13,2 %; ü s'agit donc d'une accumulation relative par suite du départ des autres constituants, plutot que d'une accumulation absolue résultant d'apports de cet élément.

Une telle dynamique du fer rappelIe celle qui caractérise les régions tropicales humides (Bonifas, 1959 ; Lelong 1967).

77

100 I

50

<~" '''', .. ........ :.---:: ---.--', ---~---=

'" \ \ ," "'\.

, '\ \ '" ,

\ , , , , ....... .

" ._-------. OL-~ ______ ~ ____ ~~ ____ ~ ______ ~ ___ ~

4 5 6

St Etienne de carla1

altération Belbex fersiallitique

Evolution d ' une diorite du Limousin en pays tempéré : altération présumée

quaternaire

8. CONCLUSION GENERALE

Fig. 4 Variations de l'indice de PARKER dans les divers horizons du profil de St Etienne-de-Carlat (Cantal).

Les caractéristiques chimico-minéralogiques de l'évolution superficielIe des basaltes de Saint Etienne de Carlat rappellent celles de Belbex et peuvent être résumées comme suit : couleur ocre de la zone altérée, in­tensité de l'ameublissement de la roche-mère, présence de smectite accompagnant la métahalloysite dans les phases fines 0-50 J.l.m, rapport moléculaire Si02/A1203 de la fraction < 2 p.m largement supérieur à 2, absence de gibbsite, minéraux primaires (olivine, labrador et augite) plus ou moins altérés dans les fractions de taille 2-50 J.l.m. Il s'agit là d'une évolution de type fersiallitique, ne comportant pas comme à Belbex , un niveau rouge supérieur, peut être enlevé par érosion du fait de la pente. On peut la situer à la même époque que Belbex , soit au Miocène terminal.

Cependant, une telle proposition se trouverait considérablement ren­forcée si l'on pouvait montrer que dans une station voisine un basalte similaire ne subissait pas dans les conditions climatiques actuelles une altération fersiallitique. Cette vérification ne s'avère pas possible à St Etienne de Carlat. Toutefois dans la Limagne de Clermont-Ferrand et la Chaine des Puys, à quelques 150 km au nord du site étudié, on peut ob­server des coulées basaltiques, de composition chimique assez voisine,

78

% / de chaque é l ément

Al 203 + Ti02

3

2

A 5

7

i------------_ .... ,P Si02

• - - - - - - - - - - - - FOtota l ~ , - - 0 e 2 3

·A ...... , • " '. " •• -- .g-...- ------ , A ~ .....

" . A "0

... -- ~ CaO

----------- - .----- -- - --- ----0

5 10 15 20 Per t e

• Basal t es frai s ( I et 2) o Basalte a l t érp 0)

, Bou le da!' s la 'zone a l t é r ée b Bou Ie a 1 té r ée à 3m du somme t

11 Zone d' a l téra t ion jauna t r e : 2 ,0- 2 , 5 m du somme t

(J Zone d' a lt éra t ion brun j aunat re : 3 , 5 m du s omme t

Fig. 5 Evolution des élérnents essentiels du basalte de St Etienne-de-Carlat en fonetion de la perte au feu

mais d'áges très différents : mioeène, plioeène, vülafranehien et subaetuel (Brousse, 1971 ). Or, et eeci vient à l'appui de l'hypothèse énoneée, les évolutions fersiallitiques ne se manifestent que sur les basaltes mioeènes (exemple : Puy de Mur : 13 M.A., Pelletier 1972). Par eontre, eeux datés du Plioeène terminal - Villafranehien (exemples : La Montagne de la Serre: 3,4 M.A. et Charade: 3.0 M.A.) et les basaltes subaetuels eomme la eoulée issue de La Vaehe-Lassolas : 7650 ans, ne la montrent pas.

79

Ces nouvelles observations viennent corrober les informations déjà recueillies grace à l'étude des profils du Puy Courny et de ~elbex en ce qui concerne les conditions paléoclimatiques qui ont régné à la fin du Tertiaire sur l'ensemble du bassin d'Aurillac. Cette région était soumise à un climat plus chaud que l'actuel et à s~üsons contrastées avec successi­vement une période sèche et une période humide (Duchaufour &

Souchier, 1977). D'autre p~t, la longue durée des processus de l'altéra­tion superficielle depuis la fin du Miocène a contribué aussi à renforcer I 'in terven tion du climat.

BIBLIOGRAPHIE

Bakker J. P. (1966) Weathering of grailites in different climates, particularly in Europe. Colloque Intern., Liège - L 'évolution des versants, 1 : 51-68.

Bellon H., Brousse R., Lambert A., Cornen G., Le Garrel M., Maury R., Pesme M., Blais S., Larroque P. & Baudeigne L. (1972) Longue activité volcanique du massif du Cantal, de 21 à 3.8 millions d'années. C.R. Ac. Sc. (Série D) 274 : 2409-2412.

Blais S. (1972) Contribution à l'étude géologique du Massif du Cantal - Géologie du Carladez. Thèse 3è cycle, Univ. Paris-Sud - Orsay, 150 p + bibliogr.

Bonifas M. (1959) Contribution à l'étude géochimique de l'altération latéritique. Mém. Serv. Carte Géol. Alsace-Lorraine, Université Strasbourg NO 17, 159 P + 5 pI. h.t.

Brousse R. (1961) Analyses chimiques des roches volcaniques tertiaires et quaternaires de la France. Bull. Serv. Carte Géol. France, 263 (LVIII), 136 p.

Brousse R. (1971) Magmatologie du volcanisme néogéne et quaternaire du Massif Central, in : Géologie, géomorphologie et structure profonde du Massif Central français. SymposiumJ. JUNG, Clermont-Ferrand pp. 377-478.

Brown G. (1961) The X-ray identification and crystal structures of day minerals. Min. Soc. Londres, 544 p.

Chesworth W. (1973) The parent rock effect in the genesis of soil. Geoderma, 10 : 215-225.

Deb B. c. (1950) The estimation of free iron oxides in soils and clays and their removal. Chem. Depart. Rothamsted Exp. Stat. Harpenden, Heros : 212-220.

DejouJ. & Chesworth W. (1979) Nouvelles observations concernant l'évolution géochimique superficielle des basaltes

80

miocènes du bassin d'Aurillac (Cantal). Nature fersiallitique de cette évolution et conséquences paléoc1imatiques. e.R. Ac. Sc. (série D), 288 : 295-298.

DejouJ., GuyotJ., Robert M. (1977) Evolution superflcielle des roches cristallines et cristallophylliennes dans les régions tempérées. Publ. INRA, 464 p.

D'Hoore J. (1954) L'accumulation des sesquioxydes libres dans les sols tropicaux. I.N.E.A.C. Série Sc., 62 : 131 p.

Duehaufour ph. & Souehier B. (1977) Pédogénèse et classification. Masson, Paris : 401417.

Erhart H. (1940) Sur l'évolution des basaltes mioeènes du Cantal et SUf la nature des sols qui en déri-vent. e.R. Ac. Sc., 210 : 537-539.

Follett E. A. c., Me Hardy W.J., Mitehell B. D. & Smith B. L. F. (1965) Chemical dissolution techniques in the study of soil clays. Part. 11 - Clay minerals, 6 : 3543.

Gibert J. P. (1972) Géologie de la -basse vallée de l'Authre (Cantal) et des plateaux environnants. Thèse 3è eyc1e, Univ. de Paris Sud - Grsay, 238 p.

GibertJ. P. (1973) Mise en évidenee d'une altération de type ferrallitique au Mioeène terminal du sud du Cantal. e. R. Ac. Sc. (série D), 277 : 545-547.

KunoH. (1965) Fraetionation trends of basalt magmas in lava flows. J. Petrol., 6 : 302.

Larroque P. (1975) Contribution à la géologie du Cantal: Ie versant droit de la moyenne vallée de l'Authre et la région d'Ayrens. Thèse 3è cyc1e Univ. Pa ris Sud - Grsay, 234 p. + 34 p.annexes.

Lelong F. (1967) Nature et génèse des produits d'altération des roches cristallines sous climat tropical humide (Guyane Française). Thèse Nancy, Sc. de la Terre N° 14, 188 p. + 24 fig. 28 tab. + 4 pI. h.t.

Me Donald G. A. & Katsura T. (1964) Chemical composition of Hawaïan lavas. Journ. Petro., 5 : 82-133.

Nieholls G. D. (1963) Environmental studies in sedimentary geochemistry. Sci. Prog., Lond., 51 : 12-31.

Parker A. (1970) An index of weathering for silicate rocks. Geol. Magaz. : 501-504 .

81

Pelletier H. (1972) Notes géologiques sur la Limagne. Trav. Dep. Geol. Min. Univ. Clermont-Ferrand. In : Rev. Sc. Nat. Auvergne, 38 (fase. 1-4) : 7-20.

Riquier J. (1966). Déflnition et classiflcation des sols ferrallitiques de Madagascar. Gah. ORSTOM - Série Pédol., (IV, 4) : 75-88.

Robert M. (1975) Principes de détermination quantitative des minéraux argileux à 1 'aide de rayons X. Problèmes particuliers posés par les minéraux argileux les plus fréquents dans les sols des régions tempérées. Ann. Agron., 26 (4) : 363-399.

Yoshinaga N. (1966) Chemical composition and some thermal data of eighteen allophanes from andosols and weathered pumices. Soil Sc. and Plant Nutrit., 12 : 47-54.

Résumé

Les basaltes de Saint Etienne de Carlat, localisés à proximité d'Aurillac (Cantal) et datés de 7,37 ± 004 M.A. ont sub i une puissante altération géochimique super­flcielle. Ses caractéristiques essentielles peuvent être résumées comme suit : ameublis­sement très intense de la roche, présence de smectite accompagnant la métahalloysite dans les phases flnes 0-50 pm, rapport moléculaire Si02/ Al 203 de la fraction < 2 pm largement supérieur à 2, absence de gibbsite, évolution chimique globale, appréhen­dée grace aux diagrammes de Chesworth (1973) et de Parker (1970), beaucoup plus accusée que celle des régions tempérées humides. n s'agit en l'occurence d'une évo­lution de type fersiallitique, déjà observée sur d'autres basaltes miocènes du bassin d' Aurillac et de la région de Clermont-Ferrand et que 1'0n peut situer au Miocène terminal.

Ces nouvelles observations viennent compléter les recherches d'autres auteurs et apportent de précieuses données sur les conditions paléodimatiques qui ont régné à la fm du Tertiaire dans cette région. Celle-ci était soumise à un climat plus chaud que l'actuel et à saisons contrastées avec successivement une période sèche et une période humide.

Nieuwe gegevens betreffende de fersiallitische verwering aan de oppervlakte van Pontiaan bazalten in het bekken van Aurillac (Cantal, Frankrijk). Het profiel van Saint Etienne-de-Carlat en paleo-klimatische beschouwingen

Samenvatting

De bazalten van Saint Etienne-de-Carlat in de buurt van Aurillac (Cantal), met een geschatte ouderdom van 7,37 ± 0,4 miljoen jaar, hebben aan hun oppervlakte een belangrijke geochemische verwering ondergaan. De voornaamste karakteristieken hiervan kunnen als volgt samengevat worden: intense verbrokkeling van het gesteen­te, aanwezigheid van smectiet en metahalloysiet in de fijne fracties (0-50 pm), mo­laire Si02/ Al20 3 verhouding van meer dan 2 in de kleifractie, afwezigheid van gibb-

82

siet, globale chemische evolutie zoals geïdentificeerd door Chesworth (1973) en Parker (1970), indices die veel sterker zijn uitgesproken dan in de vochtige gematig­de gebieden. Ogenschijnlijk heeft hier dus een fersiallitische evolutie plaats gegrepen, in de aard zoals die reeds werd waargenomen op andere miocene bazalten uit het bekken van Aurillac en de streek van Clermont-Ferrand, en die kan gesitueerd wor­den in het Laat-Mioceen.

Deze nieuwe waarnemingen vervolledigen het onderzoek van andere auteurs en brengen nauwkeurige gegevens aan met betrekking tot de kennis van de paleo-klima­tische omstandigheden die geheerst hebben op het einde van het Tertiair in deze streek. Het betreft hier een warmer dan het huidig klimaat met duidelijk afgeschei­den opeenvolgende droge en vochtige seizoenen.

New observations on the superficial fersiallitic evolution· having affected the Pontian basalts in the Aurillac bassin (Cantal, France). Case study of the Saint Etienne-de­Carlat profile and paleoc1imatic considerations.

Summary

Basalts of St Etienne de Carlat, located close to Aurillac (Cantal) and dated 7.37 ± 0.4 millions of years, have undergone astrong superficial geochemical weathering. The main characteristics of this weathering can be summarized as follows : very intense disintegration of the rock; presence of smectite associated with metahalloysite in 0-50 J.l.m fme phases; Si02/Al203 molecular ratio of the < 2 J.l.m fraction largely above 2; absence of gibbsite; the global chemical evolution which was approached with the diagrams ofChesworth (1973) and Parker (1970), is much more pronounced than in humid temperate climates. This indicates an evolution of the fersiallitic type, as has already been observed on other basalts of the Aurillac basin and of the Clermont-Ferrand area, which could date back to the late Miocene.

These recent observations which supplement other authors' results give important evidences on the paleoclimatic conditions prevailing in this region in the late Tertiary. Hence, it ma.y be suggested that this area has been submitted to a much warmer climate than now and to contrasted seasons with a succession of dry and hurnid periods.

83

PEDOLOGIE, XXXII, 1, p. 85-106, 10 tab., 7 fig. Ghent, 1982

CHARACTERISTICS R.ELATED TO CHARGES IN OXISOLS OF PENINSULAR MALAYSIA

E. TESSENS J. SHAMSHUDDIN

1. INTRODUCTION

Ferrallitic weathering is the dominant soil forming process in the humid tropical regions. It is characterised by a residual accumulation of iron and aluminium oxides, a totalleaching of the bases originally pres­ent and an important loss of silica. Oxisols belong to the ultimate stage of this weathering process (Sys, 1976) : their CEC· (cation exchange capacity) is below 16 meq/100 g day, they have a weak macrostructure and have an oxic horizon as defined in Soil Taxonomy (1975). The charges present in these soils consist of a negative and positive part: the first ones from isomorphous substitution (permanent charge) and from deprotonation of weak acid sites on organic matter or on kaolinite edges (Reeve & Sumner, 1971). The positive charges arise from the surface reactions on hydrous sesquioxides, which at soil pH, are positively charged according to the model reaction :

R(OH2 +1 A- QH- R(OH20 +9H- OH·- c+

OH2 +H+ OH +H+ R <OH

As can be seen, the lower the pH, the more positive these hydrous sesquioxides will become. Additionally, the kaolinite edges can also develop some positive charges (Dixon, 1977).

This study tries to relate some of the charge characteristics of the Oxisols to other physico-chemical data.

2. MATERIALS AND METHODS

2.1.. MATERIALS

Nine Oxisols from Peninsular Malaysia were used in this study. All these soils have °an isohyperthermic temperature and an udic moisture regime. Table 1 presents the classification in Soil Taxonomy (1975), the

E. Tessens & J. Shamshuddin - Soil Science Dept., UPM, Serdang, Selangor, Malaysia.

85

Table 1 Classification to family level (Soil Taxonomy, 1975), Malaysian series name and parent material of the soils studied. All soils are isohyperthermic.

.nr. Classification Name Parent material

1 Fine loamy, siliceous, Tröpeptic Haplorthox Harimau Reworked from microgranite

2 Very fme dayey, kaolinitic, Tropeptic Munchong Shale Haplorthox

3 Very fme dayey, kaolinitic, Typic Haplor- Prang (1) Shale thox

4 Very fme dayey, oxidic, Typic Acrorthox Jeranggau Gran0 diorite

5 Very fine dayey, kaolinitic, Typic Acror- Segamat Andesite thox

6 Fine loamy, siliceous, Typic Haplorthox Beserah Granite (coarse)

7 Very fine dayey, oxidic, Typic Acrorthox Kuantan Basalt

8 Very fine dayey, oxidic, Typic Acrorthox Sungai Mas Serpentinite

9 Very fine dayey, kaolonitic, Typic Acror- Prang (2) Shale thox

Malaysian series name and the parent material of the soils studied.

2.2. METHODS

These soUs were air-dried and passed through a 2 mm-sieve. The major analytical procedures were the following : a) Texture : was determined by successive sedimentation. Organic matter

was destr~yed by H20 - 30 % and exactly 20 grams of fine earth was boUed for 15 minutes with 500 mI of 2 % Hcl solution. Af ter cooling, 10 mI of a 2 % sodium hexametaphosphate solution was added and the total volume made up to 1 liter. Based on Stokes' law, the top part was siphoned off in to a lower beaker and discarded. The sand fraction was obtained by wet sieving through a 50 micron sieve. The day was calculated by difference. Regular checks were made with 2 % Na2C03 as dispersing agent, whereby all fractions are deter­mined separately.

b) pH : pH was determined four times: pH in deionised H20, in 1 N KCI, 0.01 N KCI and 0.001 N KCI. Ten grams of air-dry soU was used and 10 mI of the appropriate solution was added. The pH was measured af ter 24 hours with occasional shaking in between.

c) Charges: Charges on the different soUs were determined by a method

86

similar to the original one of Schofield (1949). The equivalent of 4 g of oven-dry soil was placed in a pre-weighed centrifuge tube. The soil was saturated with 1N Kcl by adding 4 X 25 mI, with subsequent centrifuging and discarding the clear supernatant. One overnight equilibration was included af ter the first addition. The pH of the sus­pensions was set to the desired value at the third and fourth addition with HCI or KOH. Equilibration was obtained by adding 5 X 25 mI of 0.05 N KCI. The advantages of using 0.05 N KCI were elaborated upon by Fey & Le Roux (1976). The pH was set at the third and fourth addition, and care was taken to bring all soil into suspension with every addition. SoUs high in silt content prove espeCially difficult in this respect. The pH of the supernatant liquid af ter the last addition and af ter centrifuging was taken to be the equilibrium pH. The super­natant was discarded and the centrifuge tube immediately weighed to correct for the occluded salt solution. The K+ and ci- are then ex­changed by 4 washings with 0.5 N NH4N03' K+is determined by flame photometry, CI- by potentiometric titration with 0.05 N AgN03' It can be added that the use of the specific cl- electrode was prone to error for determination of CI-. This procedure was repeated for three different pH values for each' sample. It is believed that in this respect pH 3, 7 and 10 will show the most spectacular and clear in" creases in charges, but for tropical soils these high pH values were deemed too unrealistic, and therefore the three pH values chosen were pH 3, pH 4.5 and pH 5.5 - 6.0. At each pH the negative, positive and net charge are calculated, and the PZNC (Point of Zero Net . Charge) as defined by Parker et al. (1979) ·was considered to be the true "Point of Zero charge".

2.3. DEFINITIONS

Following definitions were adhered to : - PZNC : Point of Zero Net Charge: is that pH value at which anion

retention equals cation retention as measured from adsorption at differen t pH values ;

- ECEC : Effective CEC : the sum of NH40Ac exchangeable bases and 1N KCI exchangeable Al;

- Soil pH : is taken to be the average of pH 0.01 N KCI and pH 0.001 N KCI, because of the low ionic strength in these soils (Gillman & Bell, 1978);

- % Fe203 : issynonymous with free iron oxides as determined by the di thioni te-citrate-bicarbonate me thod.

87

Table 2 Procentual composition of the day fraction of the B220x horizons of the studied soils '

Name % kaolinite % gibbsite % goethite

Harimau 69.6 12.63 _ 1.97 Munchong 60.1 5.96 9.81 Prang ', 1 60.3 15.39 7.73 Beserah 56.0 18.60 1.32 Segamat 69.4 1.53 4.19 Jeranggau 54.7 14.12 3.04 Kuantan 41.1 32.01 24.41 Prang 2 71.5 2.86 10.52 S.Mas 44.9 0.32 23.28

Note : Kuantan series has poorly crystalline Al-substituted goethite (Fey and Dixon, 1981).

3. RESULTS

3.1. MINERALOGY

The mineralogical composition of the soils was studied, using X-ray diffraction and thermal analysis. Kaolinite, gibbsite and goethite were estimated in the day fraction, which was separated with successive sedimentation using 2 % Na2C03 as dispersant, without any other treat­men t of the soil.

Kaolinite was determined by thermogravimetry, while % gibbsite and goethite were derived from DSC (Differential Scanning Calorimetry) curves. As th is latter technique is not a routine determination in most laboratories, a brief explanation is added in appendix.

Table 3 Procentual composition of the fme earth fraction of the B220x horizons under study (n.d. = not determined)

Name % kaol. % gibbs. % Fe293' % (sand + silt) % amorph Sum Alox +Siox

Harimau 26.8 2.11 4.75 61.5 n.d. 95.16 Munchong 49.6 4.92 5.90 17.4 n.d. 77.82 Prang ,1 44.8 11.44 7.13 25.7 n.d. 89.07 Beserah 17.1 5.67 3.43 69.5 n.d. 95.7 Segamat 63.2 1.39 17.89 8.9 3.71 95.09 Jeranggau 34.0 8.87 12.27 37.2 3.70 96.04 Kuantan 31.0 16.62 18.35 24.5 3.30 93.77 Prang 2 60.4 2.42 12.91 15.5 3.42 94.65 S. Mas 30.2 0.55 17.22 32.8 3.08 83.85

88

00 \0

Table 4 Negative, positive and net charge per 100 g soil (meq) at the soil pH, % day, % free iron, % O.C. and KCl-exehangeable Al ~d PZNC for the B220x horizon

Name neg eh/ pos. eh/ net eh/ % day % Fe203 % O.c. KCI-Al ECEC PZNC 100gsoil 100gsoil 100gsoil

Harimau -1.849 +0.99 -0.859 38.5 4.75 0.44 1.38 1.53 3.42 Munehong - 3.462 +2.241 -1.221 82.6 5.90 0.75 1.90 3.64 · 3.01 Prang (1) -2.492 +2.516 +0.024 74.3 7.13 0.58 2.15 2.47 4.13 Beserah -1.221 +1.549 +0.320 30.5 3.43 0.19 0.57 1.03 5.22 Segamat - 2.666 +3.644 +0.978 .91.1 17.87 0.52 0.66 1.37 5.53 Jeranggau -1.816 +2.993 +1.177 62.8 12.27 0.71 0.32 0.~9 5.73 Kuantan - 2.362 +4.316 +1.954 75.5 18.35 1.07 0.06 0.12 5.34 Prang (2) -1.609 +3.657 +2.066 84.5 12.91 0.23 0.11 0.72 5.55 S. Mas -1.406 +3.649 +2.-<243 67.2 17.22 0.56 0.08 1.34 6.99

-----

In addition, for some of the soils, the Tiron-extractable amorphous oxides of Al and Si were determined, following the method of Biermans &- Baert (1977). Table 2 gives the mineralogical composition of the day fraction, as derived from the thermal analysis, while table 3 gives the mineralogical composition of the whole soil.

It can be noted th at the % Fe203 rather than the % goethite is men­tioned in table 3; it is indeed difficult to separate between the different iron oxide forms in soils; moreover, for most quantitative relationships the mere amoun t of free iron oxides is sufficien t.

-'-i CHARGE5/ I ~~G 50 I L

-3

-2

-I

2

3

-3

-I

z

Fig. 1

3 PZNC

.18

(;

PH

LlEAAI~GGHU-A I

.JEMMNGGMU-151

Charge development in function of pH for the Al and Bl horizons of the Jeranggau (Typic Acrorthox) prome.

90

3.2. CHARGES

Table 4 presents some relevant data on the charges in the B 220x horizons of the soils studied.

The net charge is a combined result of negative and positive charges. This is illustrated in fig. 1 and 2, where the evolution of.the charges with

-~ ~HRRGES/199G SDIL

-3

-2

-I

3 ~ 6 PZNC

~.61

PH

3

-y ~HRRGES/19~G SDIL

-3

-2 .--------------I

3 Ei PZNC

~.73

PH

3

Fig. 2

Charge· development in function of pH for the B210x and B220x horizons of the ]eranggau (Typic Acrorthox) prome.

91

pH is shown for the Jeranggau profile. It also confrrms the influence of the organic matter in keeping the PZNC to low values, th~s keeping the overall charge still negative in the topsoil. As can be seen in table 2, the PZNC generally increases as the overall net charge becomes more positive. It also increases with depth, as observed elsewhere (Ilton Morais et al., 1976; Gallez et al. 1976).

The actual negative charge can adequately be approximated by the ECEC. A t-test on paired observations gives : tw = 2.543 < t8;O.02 (= 2.896).

and it can be concluded that the ECEC is a good estimate of the actual cation exchange capacity.

Table 5 Positive charge per 100 g day (meq), positive charge per 100 g soil (meq) and % free iron for all B20x horizons

Name Pos. ch/100 g day Pos. ch/100 g soil % Fe203

Harimau B210x 4.208 1.250 4.07

-B22ox 2.572 0.990 4.75

B320x 2.792 1.058 4.85

Munchong B210x 2.777 1.880 5.79

B220x 2.713 2.241 5.90

Prang (1) B210x 3.317 2.481 6.76

B220x 3.387 2.516 7.13

B230x 3.404 2.604 7.23

Beserah B210x 4.292 1.712 3.46

B220x 5.078 1.549 3.49

Segamat B210x 3.637 3.353 17.30

B220x 4.000 3.644 17.87

Jeranggau B210x 4.497 2.824 11.88

B220x 4.766 2.993 12.27

Kuantan B210x 4.369 3.430 18.18

B220x 5.716 4.316 18.35

B230x 8.055 6.055 18.09

Prang (2) B210x 3.557 2.973 11.77

B220x 4.349 3.675 12.91

S.Mas B210x 3.897 2.549 14.68

B220x 5.431 3.649 17.22

B230x 6.466 4.507 17.38

92

Table 6 Decrease in positive charge (meq/100 g soil) between pH 4 and 5 as related to the % free iron, for the SUNGAI MAS proftle

Hor. % free iron Charge decrease

Al 10.06 0.547

B210x 14.68 0.664

B220x 17.22 0.963

B230x 17.38 0.910

In table 5, some relevant data with regard to the positive charges are listed.

A highly significant linear relationship exists between the amount of positive charges present per 100 g soil and the % free iron oxides. The equation reads : pos ch/100g soil = 0.828 + 0.183 (% Fe203) r = 0.86***

The relation is illustrated in fig. 3. F 1 ;20 = 57.386

It can also be mentioned that the difference in positive charges at two pH values is generally proportional to the amount of free iron, within the same profile. This is illustrated for the SUNGAI MAS profile with the charge decrease between pH 4 and 5 (tabie 6).

3.3. RELATIONSHIP BETWEEN pH AND CHARGE PROPERTIES

3.3.1. A .6. pH value to detect an overall positive charge

Mekaru and Uehara (1972) introduced the notion .6. pH = pH( 1N KCI) - pH (H20) as being indicative of the sign of the overall charge on the colloids with a variabie charge. This value has been applied in a wrong way to soils as being indicative of the overall net charge (see e.g. Eswaran & Sys, 1979, table 1; Bell & Gillman, 1978, p. 47; Paramananthan, 1977, p. 209; Arnold, 1978, p. 385), and as such it has been used of ten as the characteristic to distinguish between Haplic and Typic Acrorthox. Hence, many if not all the Acrorthox in table 1 have been previously classified as Haplic Acrorthox (Paramananthan, 1977, pedons 22,20,18,15).

Table 7 illustrates that .6.pH is not indicative of the actual net charge of the whole soil, because most soils still contain minerals with a con­stant charge.

Even if .6. pH properly indicateS the net charge of variabie charge colloids - which is contradicted by Zulkifli (1981) - the usefulness of this factor remains to be demonstrated. At the pH of most tropical soils, it is known a priori that the Alox and Feox will be positively charged,

93

\D ~

Table 7 Actual net charge and 11 pH values for all oxic horizons of the soils studied

Name Hor. Act. net pH(lNKCl)- Name charge pH (H20)

Harimau B210x -0.960 -0.76 Jeranggau

B220x -0.858 -0.68

B230x -0.781 -0.67

Munchong B210x -1.562 -0.80 Kuantan

B220x -1.224 -0.72

Prang (1) B210x -0.151 -0.46 Prang (2)

B220x +0.024 -0.46

B230x - 0.058 -0.24

Beserah B210x +0.563 -0.47 S. Mas

B220x +0.329 -0.52

Segamat B210x +0.493 -0.08

B220x +0.997 -0.08 --- - ---- - - - ------- ---

Hor. Act. net pH(lNKCl)-charge pH (H20)

B210x +1.085 +0.08

B220x +1.177 -0.01

B10x -1.287 -0.53

B210x +0.857 -0.26

B220x +1.954 -0.09

B230x +3.716 +0.26

B210x +1.320 -0.38

B220x +2.066 +0.12

B210x +0.921 -0.33

B220x +2.243 +0.50

B230x +2.858 +0.69

x + [l1

PD5.CHRR5E/10D5 5DIL rn rn f'J rn

~ ~

u >-

2 3 4 5 6 7

2

U1 3

W Y

Q s 6

X 7 0

8

Z !3

0 10

rr I I

12

13 W

IY W rr IS:

li- 16

17

t'{ IS +

19

20

Fig. 3 Relation between the free iron oxides and the positive charges of the oxic horizons.

and the Siox negatively. The restilting charge may be negative or positive, but the implications of that statement are not evident. Introduction of a 6. pH factor into classification systems, such as in the proposed defmi­tion of 'akric soû materials' (Eswaran, 1981), seems therefore highly quéstionable.

95

Table 8 Net charge increase (per 100 g soil) for some topsoils of the Oxisols studied when pH is brought to 5.5 (absolute values)

Net Increase Hor. Depth Soil pH inèrease to Actual %

pH 5.5 (meq) charge

Harimau All 0-3 4.49 0.743 52

A12 3-15 4.35 0.858 56

B1 15-30 4.18 0.866 90

B210x 30-70 4.19 0.789 82

Prang (1) Al 0-13 4.07 1.138 85

B210x 13-42 4.07 1.698 > 1000

Jeranggau Al 0-15 4.07 1.206 82

B1 15-40 4.25 1.095 > 200

Prang (2) Al 0-12 4.11 1.459 58

B210x 12-87 4.18 1.703 120

3.3.2. The influence of raising the pH through liming

Charges are affected considerably by raising the pH to a value of 5,5, e.g .. Considering only the top 50 cm, table 8 presents some relevant data.

It can be seen that a raise in pH will increase the existing net charge appreciably, relative to theactual net charge, although the absolute in­crease is less than 2 meq/100g soil. Since the charges are a function of the ionic strength, which increases with liming, additional charge in~ creases can be expected beyond the ones calculated here. The net charge increase is influenced by the organic matter and kaolinite (increasing negative charge) and by the iron oxides (decreasing positive charge).

3.3.3. Charges, pH and weathering

Oxisols are in the final stage of physico-chemical weathering, but the charge characteristics of Haplorthox and Acrorthox appear to be differ­ent. Three stages can be distinguished :

1) Haplorthox stage: The soil has still a net negative charge at soil pH, which is around 4.10 - 4.35. The negative charges increase around 1 meq from pH 3 to pH 6, while there is 1 meq or more positive charge present at pH 5. The PZNC is weil below soil pH, hut already between pH 2 and 3. Figure 4 illustrates this for the Harimau and Munchong promes.

2) Early Acrorthox stage: The soil pH and the PZNC for the oxic horizons

96

_y ~HRRGE5/lggG 5DIL

-3

-2

-I

3 PZN<:

3

_~ ~HARGES/laeG SDIL

-3

-2

-I

3

Fig. 4

3 PZNC

3.al

HAR I MAU-152IDX

MUNCHDNG-!522DX

Charge development for soils in the Haplorthox stage of weathering

PH

Ei

PH

are virtually coinciding and the net charge is either negative or positive, but low in absolute value. The positive charge persisting at pH 5 in­creases, compared to the previöus stage. Fig. 5 illustrates this with the Prang 1 proft.le.

3) Acrorthox stage: except for the top horizons with more than 2 % O.C., the whole proftle has an overall net positive charge at soil pH. The

97

-~ ~HARGES/lggG SCIL

-3

-2

-I

3

2

3

Fig. 5

~ PZN<:

"'.22

Charge development in the early Acrorthox stage.

PH

PRANGCI)-/52:.2CX

PZNC shifts to high pH values. The magnitude of the positive charge is largely influenced by the % free iron oxides as shown in figure 3. Figure 6 is an illustration of this (Segamat & Sungai Mas profile).

In table 9, the net charge per 100 g soil, the PZNC and the % free iron/ % clay are listed for the Oxisols studied.

In general, it can be concluded that a net charge of -1 meq/100g soil or less (in absolute terms) is linked with a PZNC of 2.5 - 3 or higher. An overall net positive charge seems to be concurring with a free iron/ clay ratio of around 0.2 or more, at least for the clayey soils (Beserah series being the exception). The 0.2 ratio limit can be explained as follows : in the ultimate weathering stage, kaolinite reaches minimal vaIues for its negative charges. Considering table 3, a negative charge of - 3 meq/100g day is present in these Oxisols. Given a very fine dayey particle size class, around 2 meq of negative charge are present in this soil. For % Fe203/% clay ratio of 0.2, this soil would have 13.2 % free iron. Schwertmann & Taylor (1977) give as ranges for the surface charge of goethite and hematite, 25-377 microeq/g. For the above hypothetical soil this leads to approximately 330-5000 microeq/1 OOg soil of positive charge; the available negative charge is already largely off-balanced. This reasoning has to be approximative for two reasons : a) aluminium oxides and hydrous oxides may have a similar influence as

iron compounds and have been reported to be associated with day minerals in highly weatheredsoils (Hsu, 1977); this would enhance

98

-~ ~HARGES/IBBG SOIL

-3 _----

-2

-I

3 PZN<:

~ . ~I

2

3

-~ CHARGES/leeG SCIL

-3

-2

-I

3 ·Lf

2

Fig. 6 Charge development in the typical Aq-otthox stage.

x

Ei

Ei PZN<=

Ei . I Ei

PH

PH

the neutralisation of negative charges; b) Surface charge values of s~squipxides vary considerably and maximum

values are certainly not always encountered as, for instance, reported hy Biermans (1977).

99

Table 9 Net charge per 100 g soil (meq), PZNC and % Fe203/% day for the oxic horizons studied

Name Net charge/ PZNC % Fe203/% clay 100gsoil

Harimau B • 210x -0.960 2.55 0.137

B220x -0.858 3.42 0.123

B230x -0.781 3.49 0.128

Munchong B210x -1.562 2.50 0.07

B220x -1.224 3.01 0.071

Prang ' I B210x -0.151 3.91 0.09

B220x +0.024 4.13 0.096

B230x - 0.058 4.22 0.095

Beserah B210x +0.563 5.71 0.087

B220x +0.329 5.22 0.102

Segamat B210x +0.493 4.83 0.188

B220x +0.997 5.51 0.196

Jeranggau B210x +1.085 5.61 0.189

B220x 7-1.177 5.73 0.195

Kuantan B210x +0.857 4.78 0.232

B220x +1.954 5.34 0.238

B230x +3.716 6.46 0.238

Prang 2 B210x +1.320 5.12 0.141

B220x +2.066 5.55 0.153

S. Mas B210x +0.921 6.16 0.221

B220x +2.243 6.99 0.256

B230x +2.858 12.21 0.253

3.4. RELATION BETWEEN MINERALOGY AND CHARGES

As discussed by Herbilion (1981), the mineralogical composition of the soil determines other physico-chemical parameters. Based on the results mentioned, the following can be stated. a) The amount of gibbsite (tabie 3) is not correlated with the positive

charges present (tabie 4). This is in agreement with Eswaran & Taver­nier (1980), who observed that accumulation of Al with little Fe, results in essentially inert soil material. In genera!, it appears that the higher the sand content of the soil, the more gïbbsite is formed in its day fraction (e.g. Harimau, Beserah).

100

I >-

J

o III

L!l IS} [SJ

\ W r z J o [[

'i

~

Fig. 7

X 1 ril

ril

IIZI

31Z1

SIZI

EiIZl

71Z1

NEG.CH./100G SDIL

0.5 1.0" 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0

Relations between the amount of kaolinite and the negative charge in the soil (0 = Prang 2 soil).

b) There is a relationship between the amount of kaolinite in these soûs and their negative charges at s<?il pH. The equation for all soUs except Prang 2 is: " neg. charge (meq/l OOg soil) = 0.70 + 0.04 (% kaolinite/l OOg soil)

(absolute values) r = 0.798* F1;6 = 9.83

101

Table 10 Weathering index of the B220x horizons

Soil name W.1. Soil name W.I.

Harimau +46 Jeranggau - 65

Munchong +35 Kuantan - 83

Prang (1) - 1 Prang (2) -128

Beserah -27 S. Mas -160

Segamat -37

The relationship is shown in fig. 7, where the aberrant value for the Prang . 2 soil is also indicated. Introduction of the amount of organic carbon into the regression yields : neg. charge (meq/100g soil) = 0.27 +0.04 (% kaol) + 0.96 (% O.C.)

(absolute values) R2 = 0.73 R = 0.85 F 2;5 = 6.61 * Although the correlation coefficient is higher, the significance level remains the same.

c) The positive charges are mainly a function of the free iron oxides, as already illustrated in fig 3.

3.5. WEATHERING INDICATORS

A physico-chemical weathering index was dehned as : W.1. = net charge/negative charge X 100 (at soil pH).

The W.1. of the B220x horizons is listed in table 10. The W.1. is independent of the % day, and can be correlated with

several indices, introduced by other authors, e.g. ECEC/ % day, CEC (NH4C1)/% clay (Tessens et al., 1981).

4. DISCUS SION AND CONCLUSIONS

Oxisols are undergoing the final stage of ferrallitic weathering i.e. residual accumulation of iron and aluminium hydroxides and a consider­able 10ss of silica. In terms of the parameters investigated in this study, th is is expressed in the decreasing negative charge of kaolinite, the in­creasing amount of free iron oxides, and the shift of the PZNC to higher pH values.

Within the pH range of 3 to 6, there is little increase in net charge ahd it is largely due to a decrease in positive charge. Positive charge in its turn was found to be a linear function of the free iron oxides. The negative charge was found to be related to the amount of kaolinite in

102

these soils, and can be estimated confidently fr om the ECEC. The use of a f:j.pH factor should be avoided. A high content of organie matter was mentioned by several authors (Gallez et al., 1976; Ilton Morais et al., 1976) as being beneficial to negative charge development in tropieal soils. This is corroborated by the results presented here: organie-matter tends to inhibit the formation of free iron oxides (Schwertmann & Taylor, 1977), thus keeping the positive charges low and the PZNC also low. Liming, on the other hand, has also a substantial effect on charges. The results presented here could be used in land evaluation work, where the exchange capacity of the day and the base saturation are among the characteristics eValuated (Sys, 1978). As stated above, the exchange capacity of the day is best approximated by ECEC rather than with pH 7 buffered NH40Ac solution. This also alters the base saturation and would possibly lead to a more economie use of fertilizers because of decreased loss through leaching.

ACKNOWLEDGEMENT

The authors wish to thank A.B.O.S. (Algemeen Bestuur voor Ont­wikkelingssamenwerking, Brussel$) and UPM (Universiti Pertanian Ma­laysia) for their support of this study.

REFERENCES

Arnold P. W. (1978) Surface-electrolyte interaction. In : The chernistry of soil constituents, D.,] .. Green­land and M.R. B. Hayers, eds., Chapter 5, pp. 355-405. J. Wiley & Sons, New Vork.

BeU L. C. and Gillman G. P. (1978) Surface charge characteristics and soil solution composition of highly weathered soils. In : Mineral nutrition of legumes in tropical and subtropical soils, Andrew C. S. and Kamprath J. S., eds., pp. 37-57, CSIRO, Australia.

Biermans V. (1977) Karakterisatie van amorfe oxiden en hun interaktie met fosfaat (in Dutch). Ph. D. Thesis, Ghent, State Univ. Belgium, 133 p.

Biermans V. & Baert L. (1977) Selective extraction of the amorphous Al, Fe and Si oxides using an alkaline Tiron solution. Clay Min., 12 : 127-135.

DixonJ. B. (1977) Kaolinite and serpentinite group minerals. In : Minerals in soil environments, Chapter 11, pp. 357403. Soil Science Soc. Am. Madison, Wisc., USA.

Eswaran H. & Sys C. (1979) Argillic horizon in LAC soils. Formation and significance to classification. Pedologie, 29 : 175-190.

103

Eswaran H. & Tavernier R. (1980) Classification and genesis of Oxisols. In : Soils with variable charge, Chapter 21, pp. 427-442. New Zealand Society of Soil Science, Lower Hutt, N.Z.

Eswaran H. (1981) Status report on the international committees. Mineograph presented at the Inter­national Conference on Soils with Variable Charge. Palmerston North, New Zealand.

Fey M. V. & Dixon J. B. (1981) Synthesis and properties of poorly crystalline hydrated aluminous goethites. Clays and Min., 29 : 91-100.

Fey M. V. & Le RouxJ. (1976) Electric charges on sesquioxidic days. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 40 : 359-364.

Callez A.,Juo A. S. R. & Herbillon A.J. (1976) Surface and charge characteristics of selected soils in the tropics. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 40 : 601-608.

Gillman G. P. and BeU L. C. (1978) Soil solution studies on weathered soils from tropical North Queensland. Aust. J. Soil Res., 16 : 67-77.

Herbillon A. J. (1981) Degree of weathering and surface properties of clays. In : Characteristics of soils in relation to their classification and management for crop production, D. J. Green­land, ed. Chapt. 5, pp. 80-96.Clarendon Press, Oxford, UK.

Uton Morais F., Page A. L. & Lund L. J. (1976) The effect of pH, salt concentration and nature of electrolytes on the charge characteristics of Brasilian tropical soils. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 40 : 521-527.

Mekaru T. & Uehara G. (1972) Anion adsorption in ferruginous tropical soils. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 36 : 296-300.

Pa Ho Hsu (1977) Aluminium hydroxides and oxhydroxides. In : Minerals in soil environments, Chapter 4, pp. 93-138. Soil Sci. Soc. Am., Madison, Wisc, USA.

Paramananthan S. (1977) Soil genesis on igneous and metamorphic rocks in Malaysia. Ph. D. Thesis, ITC, RUG, Gent, 302 p.

Parker J. c., Zelazny L. W., Sampath S. & Harris W. G. (1979) A critical evaluation of the extension of the ZPC theory to soil systems. Soil Sci. Soc. Am. J., 43 : 668-673.

Reeve N. G. & Sumner M. E. (1971) CEC and exchangeable Al in Natal Oxisols. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 35 : 38-42.

Schofield R. K. (1949) Effect of pH on electric charges carried hy day particles. J. Soil Sci., 1 : 1-8.

10.4

Schwertmann V. & Taylor R. M. (1977) Iron oxides. In : Minerals in soil environments, Chapter 5, pp. 145-176. Soil Sci. Soc. Am. Madison, Wisc., USA.

Sys C. (1976) Tropical soils, part 11. Ghent State Univ., Belgium.

S:ys C. (1978) Evaluation of land limitations in the humid tropics. Pedologie, 28 : 307-337.

Tessens E., Peli Mat & Siti Zauyah (1981) Clay Mineralogy Subproject Annual Report 1980, UPM-ABOS.

zulkifli K. (1981) Characterisation of surface charges in soils : its approach and problems. Ph. D. Thesis, ITC, RUG, 150 p. '

Appendix : Estimation of gibbsite and goethite by DSC

DSC is essentially similar to DTA, but roughly 100 times more sensi­tive. In addition, it proves more practical than DT A for weighing the unknown sample. The major limitation in DSC is that the maximum temperature is 6000C in air.

153% gibbsi te

der ivati ve

~~c==

The estimation of gibbsite and goethite is based on comparing the surface under the typical endotherm for each mineral with the surface area for a known weight of the standard mineral. Knowing the weight of the sample under study, one c'an calculate the % of the mineral pres­ent. This technique works excellent for gibbsite, but is not always appli. cable for goethite, 'as a distinct endotherm is sometimes absent.

The figure illustrates the techriique for the B220x horizon of the SEG AMAT series.

105

Summary

The mineralogical composition and some physico-chemical characteristics of nine Oxisols from Peninsular Malaysia are reported. The charge properties are estimated by measuring ion adsorption from a 0.05 N Kcl solution between pH 3.5 and pH 6.

The negative charge (CEC) can be estimated from the ECEC (Sum of Aland bases), while the positive charges are essentially a function of the free iron oxides. Attention is also drawn to the incorrect use of .6.pH for estimating the overall net charge of a soil. The influence of liming, the occurrence of an overall positive charge, and the relation between mineralogy and charges are discussed. Finally, a weathering index based on actual charges is proposed.

Ladingskarakteristieken van Oxisols uit West-Maleisië

Samenvatting

De mineralogische samenstelling en enkele fysico-chemische eigenschappen van negen Oxisolen van West-Maleisië worden onderzocht. De ladingskenmerken worden benaderd door de ionen-adsorptie te meten uit een 0.05N KCI oplossing tussen pH 3.5 en pH 6.

De negatieve ladingen of kationenuitwisselingskapaciteit kan eveneens geschat worden door sommatie van uitwisselbare basen en aluminium (ECEC). De positieve ladingen zijn hoofdzakelijk een funktie van de vrije ijzeroxiden. Het verkeerd ge­bruik van .6.pH voor schatting van de netto lading van de bodem, ~ordt benadruk·t. De invloed van bekalking, het voorkomen van een netto positieve lading, en het ver­band tussen mineralogié en ladingen wordt eveneens vermeld. Tenslotte wordt een verweringsindex voorgesteld gebaseerd op de werkelijke ladingen.

Caractéristiques de charge des Oxisols en provenanee de la Maleisie péninsulaire

Résumé

La composition minéralogique et quelques charactéristiques physico-chimiques de neuf Oxisols de la Malaysie de l'Est sont présentées. Les propriétés de charge ont été estimées en mesurant I'adsorption des ions d'une solution de O.OSN KCI, entre pH 3.5 et pH 6.

La charge négative (ou capacité d'échange cationique) peut être estimée aussi par sommation des bases échangeables et de I 'aluminium , tandis que la charge positive est essentiellement fonction de la quantité des oxides de fer libres. L'usage incorrect de .6.pH pour estimer la charge nette d'un sol est mentionné. L'influence d'une aug­mentation du pH, la présence d'une charge globale positive, et la relation entre la minéralogie et les propriétés de charge est investigée. Un indice pédogénétique, cal­culé sur base des charges actuel1es, est proposé.

106

BOEKBESPREKING COMPTES RENDUS

Land evaluation By S. C. Mc Rae and C. P. Burnham. Oxford University Press, 1981, 23.5 X 15.5 cm, 239 pages, 17line drawings. ISBN o 19854518 5. Order to Oxford University Press, 116 High Street, Oxford OXl 4BR. Price 18 UK pound sterling.

In present-day soil studies the practical implications and decisions about land use are of ten of considerable economic significance. In this context land evaluation is an essential element in assessing changes in land use.

This volume, published in the series "Monographs on Soil Survey" gives a good review of the knowledge acquired in the field of land evaluation and soil survey inter­pretations.

The most direct method of land evaluation for agricultural purposes is the collec­tion and processing of crop-yield data, dealt with in chapter 2. Chapter 3 deals with the collection of the data needed for indirect land evaluation and with the general strategy of data use, particularly procedures for using soil-survey information. There­af ter the arrangement of chapters is by purpose. Chapters 4 to 7 deal with land evaluation for agriculture, induding the assessment of land suitability for crops and agricultural practices (chapter 4), land capability for general agriculture using either categoric systems (chapter 5) or parametric systems (chapter 6), and the evaluat~on of land for irrigation (chapter 7). Forestry is concerned as a crop whose growth or yield may readily be measured non-destructively before harvest; so the literature is distinctive (chapter 8). Chapter 9 discusses the suitability ofland for other pur­poses such as building, waste disposal, or recreation. Finally, chapter 10 discusses natural resource surveys and the use ofland eyaluations in land use planning.

This book is ~tten in a dear and readily understandahle language. Most or the basic concepts used in land evaluation terminology are we1l defmed and accurately explained for the particular contexts they are used. Advantages and disadvantages of the different methods are listed and critically discussed. Although the approach is at a high scientific level the text is never too complicatea or too technical. A large number of practical examples improves the value of this book.

An extensive list of up-to-date references covers 29 pages at the end of the work, so that this book provides not only a good base document for soil scientists and surveyors but that at the same time it may be used for further research in the field of soil survey interpretations.

W. Verheye

107

Information systems for soil and related data. Proceedings of the 'Second Australian Meeting of the ISSS W orking Group on Soil Information Systems, Canberra, Australia, 19-21 February 1980, 161 p. Edited by A. W. Moore, B. G. Co ok and L. G. Lynch, Centre for Agricultural Publishing and Documentation, Wageningen, Netherlands. ISBN 90-220-0763-4. Order to Pudoc., P.O. Box 4, Marijkeweg, 7, Wageningen, Nederland. Price Dfl. 25.00

This book compiles the main contributions presented at the second meeting of the ISSS Working Group on Soil Information Systems held in Canberra, in February 1980. Since the fust meeting in 1976 there have been a number of developments in the administrative and technological fields associated with information systems for soils and other land resource data. Hence, this book provides an interesting fol1ow­up covering the wide need for more thought to be given to thetype of data col1ect­ed, the structure of the data bases and the potential uses of the improved systems.

These proceedings mclude 14 papers dealing with model1ing, computer storage and retrieval in the field of land resource inventorization, soil conservation use, field description, aerial photo-interpretaion, interpretative land use assessments for general application as wen as for some specific case studies, with particular reference to Australia and New zealand.

Due to the increased need for computer application and the wider range of sub­jects covered by the authors of this book these proceedings represent a useful publication and guidebook for all soil scientists and experts dealing with computer­ized soil data.

W. Verheye

Dränanleiting By R. Eggelsmann, 268 p., 155 fig., 15 nomo., 62 tabl. (2e édition) Ed. Paul Parey, Hamburg, Allemagne. 1981. Prix: 78 DM.

Dans Pédologie 1974-3 (p. 289) nous avions Ie plaisir de présenter la première édition de cet excellent manuel de drainage. La seconde édition, qui a été réalisée par la prestigieuse maison d'édition Paul Parey, mérite Ie même éloge.

Le contenu des deux éditions est peu différent, ce qui n'est nul1ement un reproche, au contraire. Nous nous réjouissons ce pendant de la présence d'un index alphabéti­que et du fait que la bibliographie est mentionnée après chaque chapitre. Les traduc­tions en anglais et en français des tableaux et figures ont été omises; elles étaient d'ailleurs peu utiles, surtout que l'éditeur signale que cet ouvrage de classe interna­tionale a été traduit en plusieurs langues (non mentionnées, ce qui intéresserait cepen­dant les lecteurs non familiarisés avec la langue allemande).

Conclusion : manuel de drainage excellent.

J. Ameryckx

108

Le Phosphore dans les sols intertropicaux : appréciation des niveaux de carenee et des besions en phosphore. Par R. Roche, L. Grière, D. Babre, H. Calba et P. Fallavier. Public. Scient. n° 2, Dec. 1980,48 p. Institut Mondial du Phosphate, 8, Rue de Ponthièvre, 75008 Paris, France.

Après la mise en oeuvre de l'étude l'évaluation du niveau de carenee des sols inter­tropicaux est discuté. Des paramètres qui caractérisent la dynamique du phosphore sont proposés, ainsi que leur contribution comparée à l'explication du rendement. Finalement, des suggestions pratiques sont formulées pour l'emploi de la fumure phosphatée. .

n s'agit d'un travail bien documenté, basé sur un grand nombre d'essais, que nous pouvons recommander à tous les agronomes et pédologues travaillant en zone inter­tropicale.

c. Sys

Nitrogen cycling in West African ecosystems By T. Rosswal1 (èditor). Proceedings of a workshop arranged by the SCOPE/UNEP In ternational Nitrogen Unit, in collaboration with MAB (Unesco) and IITA at the International Institute for Tropical Agriculture, Ibadan, Nigeria, 11-15 December 1978,450 p. ISBN91 7190007 1. Order to : Information Department, Royal Swedish Academy of Sciences, POB 50005, S-104 05 Stockholm, Sweden. Price : 1·5 US dollar, incl. air mail postage.

This volume reports on the first regional meeting arranged by the SCOPE/UNEP International Nitrogen Unit. The book contains invited key note contr~butions as weIl as papers from other participants in the workshop.

In total this volume contains 47 titles, presented in French or English. Besides a few papers of general interest a major part of the contributions is devöted to discus­sions on the present knowledge of nitrogen cycling in the three major ecosystem types in different countries (Ghana, Nigeria, Mali, Senegal, Ivory Coast, Sierra Leone, Congo) of West Africa, viz. savannas, forests and agro-ecosystems. Reference is also made to the behaviour of some crops (soja, cowpea, groundnuts, upland rice, maize), forestry and grassland types to the nitrogen availability and cycling.

The reports from the workgroup discussions on the Sahel-savanna zone, the tropic­al forest area and the agro-ecosystems of the wet humid tropics, together with the research priori ties and future cooperation are included as separate papers. A 20 page reference list of publications up till1978 in this matter is presented at the end.

This excellent proceedings volume constitutes a key work for those who deal with nitrogen cycling studies in Sahelian and humid tropical environments.

Red.

109

Geomorfologische studie van het plateaucomplex rond Kolwezi (Shaba-Zaïre) Door M. De Dapper, A.W.L.K., Verhandelingen Wetenschappen, jrg 43, 1981/nr. 172, 203 p., ISBN 90 6569 651 2. Verkrijgbaar bij: N.V. Brepols I.G.P., Baron Fr. du Fourstr. 8 B-2300 Turnhout. Prijs 850 BF.

De studie is onderverdeeld in vier grote delen. In een eerste deel worden enkele algemene gegevens van fysische geografische en

biologische aard besproken. In het tweede deel, de morfografie, wordt een inventaris gemaakt van de reliëf­

vormen. In het derde deel, de morfogenese, wordt via de studie van representieve testge­

bieden, getracht een inzicht te bekomen in de ontwikkeling van de reliëfvormen. In het vierde en laatste deel worden de gedane observaties in de algemene tijds­

evolutie van de reliëfontwikkeling in Afrika gesitueerd. Dit geomorfologisch document is bijzonder rijk aan gegevens die nuttig kunnen

zijn voor een regionale bodemstudie. Deze boeiende verhandeling is verder aan te bevelen voor éénieder die belangstel­

ling heeft voor de natuurlijke omgeving van het plateaucomplex rond Kolwezi en van Zuidelijk Afrika in het algemeen.

J. Lenvain

110

SOMMAIRE INHOUD

T. Higashi Amorphous inorganic constituents under prominent accumulation of humus in volcanic ash soils 5

D. Righi Relations entre l'illuviation de matière organique, l'activité de la microfaune et les structures d'horizons B de sols podzolisés du plateau de Millevaches (France) 19

D. N. Chakravarty, J. L. Sehgal & G. Dev Characterization and pedogenic development of Fe-Mn glaebules in the alluvium-derived soils of Assam, India 39

w. Verheye An evaluation of the soil moisture regime in drought-affected tropical and sub-tropical areas on the basis of easily available climatic data 53

J. Dejou, W. Chesworth, P. Larroque Données nouvelles sur l'évolution superucielle fersiallitique subie par les basaltes pontiens du bassin d'Aurillac (Cantal, France). Cas du prom de Saint Etienne-de-Carlat et considérations paleoclimatiques 67

E. Tessens & J. Shamshuddin Characteristics related to charges in Oxisols of Peninsular Malaysia 85

Boekbesprekingen - Comptes rendus 107

111

Offsetdruk VITA, 9750 Zingem

112