2.6. INTERET AGRONOMIQUE DE LA MATIERE ORGANIQUE DU SOL ; CYCLES DE L'AZOTE, DU PHOSPHORE ET DU SOUFRE

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1 INTERET AGRONOMIQUE DE LA MATIERE ORGANIQUE DU SOL ; CYCLES DE L'AZOTE, DU PHOSPHORE ET DU SOUFRE Généralités En matière agricole, il convient de faire la distinction entre la matière organique fraîche (résidus de récolte, engrais verts, amendements organiques,...) et la matière organique humifiée. C'est cette dernière qui joue un rôle important dans la fertilité des sols par l'évolution biochimique qu'elle y subit et par les propriétés physico-chimiques qui en découlent. Le rôle de la matière organique est double : 1) Elle joue un rôle nutritionnel en fournissant différents éléments nutritifs (= nutriments ou éléments biogènes) par l'intermédiaire des processus de minéralisation : la minéralisation plus ou moins rapide des diverses fractions carbonées du sol conduit à la libération, au rythme des décomposeurs, des éléments nutritifs qui entrent dans leur composition. C'est le cas notamment pour trois éléments de première importance pour les végétaux : l'azote, le phosphore et le soufre ( ). 2) Elle a un effet favorable sur les propriétés physico-chimiques du sol (structure, capacité d'échange cationique, pouvoir tampon, etc.), effet d'autant plus marqué que l'humification de la matière organique est plus poussée. Pour mémoire, on peut mentionner que la matière organique a un effet bénéfique sur différentes propriétés du sol : - La structure (formation d'un complexe argilo-humique) et la stabilité structurale. - La rétention en eau (réserve hydrique du sol) ; ce rôle est particulièrement important dans les sols à texture sableuse. - La capacité d'échange cationique (CEC). On peut estimer que 20 à 70 % de la CEC des horizons de surface de nombreux sols est due aux composés humiques. A nouveau, ce rôle de la matière organique est capital dans les sols à texture grossière ou dans ceux dont le cortège argileux est pauvre en minéraux phylliteux à forte CEC. - Le pouvoir tampon. Même remarque que pour les deux points précédents. - L'augmentation de l'activité microbiologique, déjà citée (la matière organique constitue une source énergétique pour les microorganismes). - La formation de complexes (= chélates) avec les oligoéléments, ce qui augmente leur disponibilité. - La stimulation de la croissance racinaire, effet physiologique encore mal compris mais fréquemment observé (action positive des acides humiques) Les cycles de minéralisation de l'azote, du phosphore et du soufre La composition des résidus végétaux restitués au sol, l'activité des microorganismes, le type d'humus et les conditions stationnelles constituent bien entendu des paramètres importants pour la compréhension des cycles de minéralisation de ces trois éléments. En outre, en terres agricoles, l'influence des pratiques culturales et des rotations sur l'évolution de ces mêmes éléments et particulièrement de l'azote est souvent primordiale.

2 Dans les horizons de surface de la grande majorité des sols, la quasi totalité de l'azote et du soufre, et près des 3/4 du phosphore, se trouvent sous forme organique. Une relation générale lie d'ailleurs les formes organiques de ces 3 nutriments à celle du carbone : leurs proportions sont en moyenne dans un rapport C/N/P/S de 140/10/2/1 (100/10/1/1 selon d'autres auteurs). 81 L'azote du sol et son cycle de minéralisation Dans la plupart des sols, les formes organiques de cet élément représentent environ 90 à 95 % de l'azote total des horizons supérieurs (= horizons humifères). La teneur en azote total (N t ) des sols de culture varie de 0,1 à 0,5 %. elle peut s'élever à près de 1 % dans certains humus forestiers très organiques. Par contre, les formes minérales (N m = N.NH 4 + N.NO 3 ) ne représentent généralement, dans les mêmes horizons, que quelques ppm ; les teneurs en azote minéral sont par ailleurs extrêmement fluctuantes au cours du temps et particulièrement dans les terres de culture (fig. 36), puisque liées saisonnièrement à l'activité des microorganismes et influencées par d'éventuels amendements organiques ou fertilisations minérales. Fig. 38. Evolution de l'azote minéral dans une culture céréalière, Brabant wallon (d'après Guiot, 1975). Toutefois, dans les horizons minéraux profonds, l'ammonium non échangeable (N.NH 4 "fixé" ou "rétrogradé" dans les feuillets des minéraux argileux micacés) peut représenter un % non négligeable (10 à 40 %) de l'azote total (tabl.13). Cet azote ammoniacal n'est pas éliminé par lessivage, mais n'est pas non plus disponible (au moins à court terme) pour les végétaux et les microorganismes du sol. L'azote organique du sol est constitué d'une fraction très stable (= fraction non hydrolysable en milieu acide, par exemple par HCl 3M ou 6M, à chaud) et dont le taux de

3 minéralisation annuel est inférieur à 0,6 %, et d'une fraction plus labile assez rapidement biodégradable (= fraction hydrolysable), dont le taux de minéralisation annuel est souvent supérieur à 10 %. La première fraction représente 20 à 35 % de l'azote du sol ; elle est constituée de l'azote compris dans les cycles aromatiques des composés humiques (AH et humine). La seconde fraction est notamment composée d'acides aminés et de sucres aminés (polysaccharides et polyuronides d'origine bactérienne). Les autres constituants organiques azotés présents dans le sol sont des protéines, des acides nucléiques et leurs dérivés ainsi que des macromolécules plus complexes dont des produits de dégradation de la lignine (cf. processus d'humification). La résistance plus ou moins grande que montrent les différentes fractions azotées du sol vis-à-vis de la dégradation microbienne, c'est-à-dire leur stabilité relative, peut être due à de multiples causes, mais il est clair que la composition des diverses macromolécules azotées joue un rôle primordial. Pour justifier une relative stabilité de l'azote organique dans les sols, on a avancé 3 hypothèses : 1) Une stabilisation des constituants protéiques (acides aminés, peptides, protéines) par réaction avec d'autres constituants organiques du sol et notamment des composés aromatiques (polyphénols, produits de dégradation de la lignine, etc.) ; 2) Une adsorption interfoliaire de chaînes protéiques ou peptidiques par la fraction argileuse du sol (minéraux 2:1 expansibles), contribuant très efficacement à la formation du complexe argilo-humique ; 3) Une stabilisation des composés humiques par des cations tels que le calcium (cas des sols calcaires), l'aluminium ou le fer (cas des sols acides et/ou riches en constituants amorphes, allophanes par exemple). 82 Le cycle de l'azote est repris dans la figure 39. En plus de ses implications microbiologiques, le cycle de l'azote concerne essentiellement les échanges qui se produisent entre formes organiques et inorganiques de cet élément (N.NH 4, N.NO 3 et, dans une moindre mesure, N.NO 2 ). De nombreuses informations ont pu être recueillies sur la dynamique de l'azote dans les sols grâce à l'utilisation, comme traceur isotopique, de l'azote 15 N. Outre les phénomènes antagonistes de dénitrification et de volatilisation de l'azote ammoniacal d'une part, de fixation biologique (symbiotique ou non symbiotique) de l'azote atmosphérique de l'autre, le cycle de l'azote se caractérise par deux autres processus dont les effets sont opposés : la minéralisation de l'azote organique et la réorganisation ou immobilisation microbienne de l'azote minéral.

4 83 Fig. 39. Cycle de l'azote (d'après Guiot, 1975). Selon les conditions de milieu (ph, degré d'aération et d'hydratation du sol,...), la minéralisation de la matière organique du sol aboutit finalement à la libération d'n.nh 4 et/ou de N.NO 3 (processus d'ammonification et de nitrification). Mais une partie plus ou moins importante de cet azote minéralisé, et particulièrement la forme ammoniacale, peut être utilisée par les bactéries du sol : c'est le phénomène de réorganisation microbienne. L'azote ainsi immobilisé sous forme organique par incorporation dans la biomasse bactérienne peut cependant être rapidement reminéralisé. L'immobilisation (qui est le fait de microorganismes hétérotrophes) a surtout pour effet de différer dans le temps la minéralisation de l'azote organique. L'alternance des phases de minéralisation et d'immobilisation constitue ce que l'on appelle le recyclage ou "turn-over" de l'azote du sol (on parle parfois de "cycle interne de l'azote"). Il est intéressant de connaître la vitesse de minéralisation de l'azote organique puisqu'elle traduit la disponibilité azotée d'un sol ("nitrogen availability" des anglo-saxons). On entend par "azote disponible" ou "assimilable" toute forme chimique de l'azote pouvant être rapidement absorbée par les racines des végétaux ; il s'agit ici des formes minérales N.NH 4 et N.NO 3 ainsi que des formes organiques les plus labiles. Pour mesurer cette disponibilité on a habituellement recours à des tests d'incubation, soit in vitro (= disponibilité azotée potentielle) soit in situ (= disponibilité azotée actuelle, mesurée sur le terrain). Les incubations réalisées in vitro le sont en conditions jugées optimales pour l'activité microbienne (28 C et une humidité du sol au 2/3 de la capacité au champ) et pendant un laps de temps

5 déterminé (généralement 6 semaines) ; la quantité d'azote minéralisé dans ces conditions est considérée comme représentative de la minéralisation annuelle. Les taux moyens de minéralisation de l'azote (N m /N t ) et les taux de nitrification (N.NO 3 /N m ) des principaux humus forestiers sont donnés au tableau 12 de la page 78. Un autre phénomène important, déjà évoqué précédemment, la rétrogradation de l'azote ammoniacal, résulte de la fixation difficilement réversible (donc sous une forme non échangeable) du cation NH + 4 dans les espaces interfoliaires de certains minéraux 2:1 (illites en voie d'altération et surtout vermiculites). Le cation NH + 4 a en effet un rayon ionique sensiblement égal à celui de K + (r i de NH 4 + = 1,43 Å ; r i de K+ = 1,33 Å) et est donc susceptible, comme ce dernier, d'occuper fermement les sites interfoliaires de coordinance XII. Ce phénomène de fixation est logiquement accentué par les phases de dessiccation que subit le sol (fermeture des espaces interfoliaires). La rétrogradation ammoniacale est aussi largement tributaire de la composition minéralogique de la fraction argileuse des sols. Négligeable dans les horizons humifères, la fixation d'ammonium augmente très sensiblement dans les horizons minéraux. A titre d'exemple, la fixation ammoniacale dans un sol lessivé des USA, exprimée en % de l'azote total, est de 6 % dans l'horizon A h, de 20 % en B et de 35 % en C. La part croissante qu'occupe l'ammonium fixé avec la profondeur explique la décroissance des valeurs du rapport C/N dans les horizons minéraux. Le tableau 13 illustre la distribution de l'ammonium rétrogradé dans des profils de sols forestiers et prairiaux des Etats-Unis. 84 Tableau 13. Distribution (%) de l'ammonium fixé dans des sols forestiers et prairiaux représentatifs des U.S.A., quantités totales en µg g -1 de sol. (in Stevenson, 1982). Le processus de lessivage (lixiviation) des formes minérales d'azote affecte essentiellement l'azote nitrique. En climat tempéré, on estime les pertes à quelque 25 kg ha -1 an -1 pour les sols cultivés et à 2 ou 4 kg ha -1 an -1 pour les horizons humifères forestiers (4 kg ha -1 an -1 mesurés par lysimétrie sous un mull et 2 kg ha -1 an -1 sous un moder ; les pertes en N.NO 3 sont respectivement de 80 et de 30 % de la quantité totale de l'azote minéral lessivé dans ces deux types d'humus).

6 85 Le phosphore organique et son cycle de minéralisation Le phosphore est, après l'azote, un élément nutritif essentiel. Selon les types de sols, 15 à 80 % du phosphore se trouvent sous forme organique (dans certains sols tropicaux la quasi totalité du phosphore potentiellement disponible se trouve sous cette forme). Toutefois, et surtout dans les horizons profonds, le phosphore inorganique peut constituer une part importante (sinon majoritaire) des réserves en phosphore du sol. Ces formes minérales du phosphore son souvent peu disponibles pour les végétaux, car peu solubles. Le phosphore minéral se trouve engagé dans des combinaisons avec le calcium, l'aluminium et le fer, sous forme de sels de l'acide phosphorique H 3 PO 4 : phosphates calciques issus des roches magmatiques et métamorphiques [hydroxy- et fluoroapatite : Ca 5 (PO 4 ) 3 (OH,F)], phosphates tricalciques [Ca 3 (PO 4 ) 2 ] précipités en sols carbonatés, phosphates alumineux [variscite : Al(OH) 2 H 2 PO 4 ] et phosphates ferriques [strengite : Fe(OH) 2 H 2 PO 4 ] formés en sols acides (ph < 6). La présence de ces formes non ou peu disponibles de phosphore est une des raisons pour lesquelles la quantité de phosphore total ne rend jamais compte de sa disponibilité pour les végétaux. Comme l'azote, le phosphore organique trouve son origine dans les tissus végétaux et microbiens (phytine, phospholipides, acides nucléiques, etc.). Il faut noter que les composés du phosphore associés à la matière organique vivante de la biomasse du sol peuvent représenter 5 à 10 % du phosphore organique du sol, essentiellement des tissus microbiens. Le phosphore est absorbé par les plantes sous forme d'anions orthophosphates présents dans la solution du sol (HPO 4 2- et H 2 PO 4 - ) ; l'équilibre entre ces deux formes solubles est fonction du ph comme le montre le diagramme de la fig. 38 (à ph 7 les deux formes sont présentes en quantités équivalentes). De faibles quantités de composés organiques solubles (esters phosphoriques par exemple) sont également présents dans les extraits aqueux des sols et l'on peut penser qu'ils constituent également une source non négligeable de phosphore pour les végétaux. Fig. 40. Distribution des différentes formes solubles du phosphore en fonction du ph.

7 Il existe dans le sol un cycle actif du phosphore : ce cycle est très semblable à celui de l'azote, tout au moins en ce qui concerne le "turn-over" entre les formes organiques et minérales, recyclage au niveau duquel les micro-organismes jouent également un rôle important (processus de minéralisation et d'immobilisation). Le cycle interne du phosphore a pu être étudié grâce à l'utilisation de l'isotope 32 P du phosphore. Le soufre organique et son cycle de minéralisation Le soufre organique représente 70 à 95 % du soufre total du sol. Il s'agit d'un élément qui a longtemps été considéré comme négligeable au point de vue nutritionnel. Des carences en soufre ont cependant été détectées de plus en plus fréquemment. La source majeure du soufre est constituée par les protéines des tissus végétaux et microbiens qui contiennent des acides aminés soufrés. Le soufre est soumis à un cycle minéralisation immobilisation tout à fait comparable à celui du phosphore et de l'azote. Son étude est basée sur l'emploi du 35 S. 86

8 87 3. L E C O M P L E X E A R G I L O - H U M I Q U E Comme son nom l'indique, il s'agit de l'association de composés organiques avec les constituants argileux de la fraction minérale du sol. C'est une observation courante que les argiles ont tendance à "stabiliser" la M.O. du sol et que toutes autres conditions du milieu étant égales, une corrélation étroite lie les teneurs en M.O. et en argile des sols. De nombreuses études ont montré que la majeure partie de la matière organique humifiée est intimement liée à la fraction argileuse du sol : fréquemment, 50 à 80 % de cette matière organique est adsorbée sur les argiles. Il est toutefois difficile de savoir avec précision quelle est la surface des particules argileuses qui est couverte par les composés humiques. Quant à la nature des liaisons, plusieurs mécanismes ont été évoqués (fig. 41) : - Attraction électrostatique par le biais de ponts cationiques (Ca 2+, très efficace, Al 3+ ) ou hydroxydiques [Fe(OH) n +, Al(OH) n + ] entre groupes carboxyles, phénoliques,... et le feuillet argileux. - Liaison par ponts hydrogène. - Adsorption physique (forces de van der Waals). - Complexes de coordination (voir 4, Complexes organo-métalliques). Fig. 41. Représentation schématique du complexe argilo-humique du sol (in Stevenson, 1982). Dans certains cas, on a pu mettre en évidence une véritable pénétration de composés organiques dans l'espace interfoliaire des minéraux 2:1 expansibles (smectites). Il est probable que ces différents types de liaisons sont simultanées et fonction de la nature des composés organiques et minéraux. Lorsqu'il y a un nombre suffisant de points de contact entre composés organiques et argiles, il devient virtuellement impossible de séparer les deux constituants. Il est clair que la formation d'un complexe argilo-humique a pour effet de favoriser la structuration du sol par augmentation de la cohésion des agrégats.

9 88 4. L E S C O M P L E X E S O R G A N O - M E T A L L I Q U E S Il s'agit cette fois d'une liaison entre des composés organiques humifiés (AF, AH) ou des substances organiques simples (acides organiques, polyphénols,...) et des cations métalliques, tout spécialement le fer, l'aluminium et les oligoéléments. Il se forme de la sorte une "association" organo-métallique, plus ou moins stable, de type chélate. On parle de phénomène de chélation, de complexation ou encore de séquestration. Les cations monovalents (Na +, K + ) et bivalents (Ca 2+, Mg 2+ ) sont retenus sur les composés humiques essentiellement par un simple phénomène d'échange cationique (voir p. 117). Par contre, des cations polyvalents tels que Cu 2+, Zn 2+ Mn 2+, Co 2+ (oligoéléments), mais aussi Fe 2+ (probablement aussi Fe 3+ ) et Al 3+ ont la possibilité de former avec des composés organiques des liens de coordination1. La liaison cation métallique-constituant organique s'effectue par le biais d'un complexe de coordination dans lequel les anions oxygène entourent le cation métallique (covalence coordinative). L'exemple de quelques chélates est donné ci-dessous (fig. 42) : Fig. 42. Structure de quelques chélates (M = cation métallique)(d'après Stevenson, 1982) 1 Il en va de même d'ailleurs pour des métaux lourds toxiques tels que Cu 2+, Zn 2+, Cd 2+, Pb 2+, Cr 3+, Hg 2+, etc. qui sont de plus en plus souvent introduits dans l'environnement par suite de l'activité humaine. L'impossibilité pour des ions tels que Ba 2+ et K + de déplacer l'intégralité des ions Cu 2+ et Zn 2+ adsorbés par des substances humiques a été interprétée comme le résultat de la formation de complexes ou de composés de coordination résultant de la combinaison d'un ion métallique avec un donneur d'électrons.

10 Le nombre de coordination du métal correspond au nombre d'atomes donneurs d'électrons liés à ce métal. Presque tous les métaux forment des complexes et les atomes donneurs d'électrons les plus courants sont N, O et S. Les groupes chélatants les plus importants sont, dans l'ordre d'affinité décroissante pour les métaux : O (énolate), -NH 2 (imine), N=N (diazo), cycle aromatique-n=, COO (carboxylate), O (éther), C=O (carbonyle). D'autres groupes donneurs sont les radicaux OH (hydroxyle) et SH (thio). Il y a formation d'un chélate lorsque deux ou plus de deux positions de coordination du métal sont occupées par des groupes donneurs d'électrons d'un même composé organique pour former une structure cyclique (évoquant des "pinces", d'où leur nom). Un autre exemple de chélate est l'edta (acide éthylène diamine tétra-acétique), fréquemment utilisé dans les protocoles analytiques d'extraction des cations "disponibles" du sol (fig. 43). 89 Fig. 43. Structure d'un complexe Fe-EDTA PRINCIPAUX COMPOSES ORGANIQUES A POUVOIR CHELATANT De nombreux composés organiques formés dans les sols lors de la décomposition de la matière organique ou produits par l'activité microbienne ou encore exsudés par les racines se révèlent des complexants efficaces. On peut citer au nombre de ceux-ci : - Des acides organiques et surtout des acides aliphatiques. Leur rôle est important car il s'agit de substances ubiquistes. Leur existence est cependant transitoire et ils ne sont réellement abondants dans les sols qu'à certaines époques de l'année. Un bon exemple de ce type d'acide organique chélatant est l'acide citrique. Il provient des litières forestières, des horizons holorganiques, des sécrétions racinaires, etc. On a pu étudier son évolution dans des stations forestières, dans les eaux de percolation captées sous les horizons O : les litières de résineux libèrent 14 fois plus d'acide citrique par hectare et par an que les litières de feuillus. En outre, le coefficient de disparition de cet acide est d'environ 95 % dans un mull et

11 seulement de 50 % dans un moder. On en a déduit qu'un horizon éluvial (E) de podzol reçoit 140 fois plus d'acide citrique que l'horizon homologue d'un sol brun lessivé. Les acides organiques à efficacité chélatante maximale sont des acides carboxyliques (lactique, tartrique, citrique,...). - Des composés phénoliques (par exemple les monomères issus de la dégradation de la lignine). - Les acides fulviques et humiques dont le nombre de groupements fonctionnels acides détermine le pouvoir complexant CONSEQUENCES DES PROCESSUS DE CHELATION DANS LES SOLS 1. La plupart des chélates formés avec des anions organiques de faible poids moléculaire (en ce compris des acides fulviques) sont solubles dans l'eau. Ceci signifie que des ions métalliques qui se trouveraient normalement sous des formes insolubles dans la gamme usuelle des ph des sols, peuvent y être maintenus à l'état soluble sous forme chélatée. Ils ont donc la possibilité de migrer dans les sols et même à plus longue distance, véhiculés par les eaux de surface et les eaux souterraines. C'est entre autres le cas de l'ion Fe 3+ qui, sous forme chélatée, peut se maintenir sous forme hydrosoluble à des ph supérieurs à 2,5 (pour rappel, ce ph correspond à son seuil d'insolubilisation sous forme hydroxylée). Le processus de complexation a dès lors pour effet d'augmenter la concentration de ces cations métalliques dans la solution du sol et dans les eaux naturelles à des niveaux largement supérieurs à leurs solubilités normales. Il semble acquis que ce sont des acides organiques hydrosolubles à courte chaîne (acides complexants de type oxalique, citrique,...souvent abondants dans le milieu édaphique) qui assurent le transfert du fer et de l'aluminium dans les sols. En ce qui concerne la complexation du fer, on ne sait pas véritablement si cet élément est chélaté sous forme ferreuse (Fe 2+ ) ou ferrique (Fe 3+ ) et si les molécules organiques complexantes sont plutôt des acides organiques simples, des acides fulviques (ou leurs précurseurs), des polyphénols ou même des acides humiques de faible poids moléculaire. La mobilisation du fer sous forme complexée ("chéluviation") est schématisée à la figure 44. Il est évident que lorsque les conditions du milieu se modifient, les chélates sont susceptibles de s'insolubiliser (voir ci-dessous). 2. La disponibilité en oligoéléments pour les végétaux est influencée par la formation de ces chélates. C'est aussi le cas des formes insolubles ou peu solubles du phosphore (phosphates calciques, phosphates de fer ou d'aluminium) : la complexation de ces cations par des anions organiques permet de les libérer (au moins partiellement) sous forme soluble (fig. 45). Il semble par ailleurs que certains anions organiques chélatants puissent être absorbés directement par les racines des végétaux.

12 91 Fig. 44. Schéma de la mobilisation du fer complexé dans les sols (d'après Stevenson, 1982). 3. La chélation joue un rôle non négligeable lors de l'altération biochimique des minéraux et des roches. En effet, en augmentant la mobilité des éléments solubilisés et en s'opposant à leur précipitation, elle participe activement au soutirage de ces éléments, ce qui renforce l'activité hydrolytique. 4. Dans certains contextes particuliers, entre autres dans les sols podzolisés et les sols hydromorphes organiques, les agents chélatants naturels assurent le transport et la concentration des cations métalliques, particulièrement le fer et l'aluminium. Fig. 45. Représentation schématique de la solubilisation des phosphates sous l'action des acides organiques complexants et autres chélates naturels (d'après Stevenson, 1982).

13 STABILITE DES CHELATES Elle est déterminée par différents facteurs liés soit à la structure même de l'anion chélatant, soit à des conditions de milieu telles que le ph ou la concentration en ion métallique chélaté. 1. Nature de l'anion organique : elle détermine le nombre de groupes fonctionnels et notamment de groupes carboxyles et donc leur capacité maximale de chélation. 2. Conditions externes influençant la stabilité des chélates : 2.1. Concentration dans le milieu du cation métallique chélaté. La proportion cation/anion détermine un seuil de solubilité. Il y a donc une capacité limite de fixation d'un cation déterminé sur un anion déterminé ; passé ce seuil, le chélate s'insolubilise. Cette capacité limite de fixation dépend de différents facteurs et notamment de la nature de l'anion organique (voir ci-dessus), de la nature du cation (influence de la valence) et des conditions de milieu (ph déterminant le degré d'ionisation de l'anion). En fonction de la nature du cation et de l'anion, on a proposé des séquences de stabilité des complexes (stabilité signifiant ici que le complexe se maintient à l'état soluble). Schnitzer et Hansen donnent par exemple la séquence de stabilité décroissante de différents cations avec les acides fulviques à ph 3 : Fe 3+ > Al 3+ > Cu 2+ > Ni 2+ > Co 2+ > Pb 2+ > Ca 2+ > Zn 2+ > Mn 2+ > Mg ph du milieu. Il existe des seuils de ph spécifiques pour les différents anions complexants Biodégradation microbienne de l'anion organique entraînant l'insolubilisation du chélate Floculation des constituants organiques par le calcium Insolubilisation des complexes par liaison de molécules organiques entre elles par suite du processus de chélation ("ponts cationiques").

14 93 P R O P R I E T E S P H Y S I Q U E S D E S S O L S Les propriétés physiques des sols sont liées à deux notions fondamentales : la texture et la structure. C'est essentiellement des facteurs texturaux et structuraux que dépendent les comportements de l'air et de l'eau dans le sol dont les conséquences pratiques sont particulièrement importantes. 1. T E X T U R E 1.1. GENERALITES Deux définitions de la texture du sol peuvent être données : 1. Il s'agit de la répartition pondérale des constituants minéraux du sol classés par ordre de taille. C'est donc la composition granulométrique du sol déterminée par l'analyse texturale. Il s'agit d'une définition stricte de la texture. 2. C'est l'ensemble des propriétés qui résultent de la taille et de la nature des constituants du sol et qui se traduisent par un comportement particulier de ce dernier (sol lourd, humide, collant, se réchauffant tardivement et difficile à travailler ; ou bien sol léger, à drainage excessif, se réchauffant rapidement,...). Une telle définition est bien entendu essentiellement pragmatique : pour un agriculteur c'est toutefois cette conception de la texture qui prime celle, plus scientifique, de composition granulométrique DETERMINATION DE LA TEXTURE : L'ANALYSE GRANULOMETRIQUE L'analyse granulométrique permet, en séparant les particules minérales élémentaires en un certain nombre de fractions classées par ordre de grosseurs, de mesurer les proportions relatives des divers constituants minéraux du sol, donc de déterminer sa composition granulométrique. Les fractions granulométriques sont des classes de grosseurs conventionnellement définies, établies sur base du diamètre des particules 2. La classification adoptée par l'association internationale de Science du Sol (AISS) est calquée sur celle d'atterberg (1905). 2 Les constituants minéraux du sol ont des tailles très variées, allant des éléments grossiers (de l'ordre du cm ou du dm) à des particules très fines dont la taille est inférieure au micromètre. L'examen de ces constituants montre que les éléments de taille supérieure au mm sont généralement des fragments de roches, alors que les éléments

15 Les limites de classes y sont définies par une progression géométrique de raison 10 et pratiquement une échelle logarithmique dont la base est 2 mm (fig. 47, p. 95). A titre de comparaison, la fig. 46 reprend diverses autres échelles granulométriques utilisées en pédologie. 94 Fig. 46. Echelles granulométriques (in Methods of Soil Analysis, USDA, 1986). plus fins sont plutôt des minéraux primaires (issus de ces roches), des minéraux d'altération ou de néoformation. La taille de 2 mm fixée comme limite entre la "terre fine" et les éléments grossiers du sol, correspond donc à la taille en dessous de laquelle les particules sont statistiquement monominérales. Au sein de la "terre fine", les particules < 2 µm peuvent être considérées comme ayant un comportement colloïdal (fraction active du sol), alors que celles qui sont supérieures à cette dimension constituent un "squelette inactif". Enfin, Atterberg a justifié les limites de 200 et 20 µm de la façon suivante : les remontées d'eau capillaire caractérisent des matériaux constitués majoritairement de particules < 200 µm ; 20 µm est la dimension supérieure des particules qui se tassent facilement sous l'effet de la pression et qui retiennent fortement l'humidité. La limite à 50 µm, utile pour mieux cerner les phénomènes de battance et de compaction, a été introduite ultérieurement.

16 Fig. 47. Echelle granulométrique de Wenworth (1922) montrant les relations entre les divisions millimétriques, l'échelle des phi (Φ = - log 2 D), les ouvertures des tamis des Séries Tyler et ASTM, exprimées en nombre de mesh (maille), ainsi que les principales phases granulométriques distinguées par l'a.b.e.m. et la Carte pédologique des Sols (1954) qui sont inspirées par l'échelle granulométrique d'atterberg (1905)(ζ = 0,301 - log 10 D) (in Dumont,1982). 95

17 96 Des sols dont la composition granulométrique diffère seulement par quelques pour cent d'argile, de limons ou de sables, présenteront des comportements agronomiques très semblables, toutes autres conditions étant égales. L'aboutissement pratique de l'analyse granulométrique est donc la détermination des classes texturales. Celles-ci sont délimitées dans un diagramme en coordonnées trilinéaires, appelé triangle textural. Plusieurs triangles texturaux sont utilisés et les limites de classes varient plus ou moins selon les régions ou les pays (triangles texturaux de l'usda, de la Carte des sols de Belgique, de la FAO, etc. ; fig. 48). Les domaines délimités au sein de ces triangles texturaux (c'est-à-dire les classes texturales) le sont sur base de propriétés ou de comportements spécifiques des sols correspondants à des compositions granulométriques déterminées. Fig. 48. Exemples de triangles texturaux : les triangles texturaux américain (USDA) et belge (CCSBM). En pédologie, l'analyse granulométrique de routine a essentiellement pour but de fournir une base objective à l'appréciation texturale.

18 Une analyse granulométrique plus complète est cependant requise lorsque l'on souhaite déterminer le degré d'homogénéité des matériaux parents au sein desquels se développent les profils de sol. Dans ce cas, comme pour l'étude des sédiments, on réalise des courbes granulométriques cumulatives en portant en ordonnée les pourcentages cumulés des fractions granulométriques et en abscisse logarithmique le diamètre apparent des particules (figure 49). En outre, une série de paramètres permettent de caractériser la courbe de distribution granulométrique : diamètre moyen, médiane (Md), paramètres de dispersion, paramètres de symétrie, etc. L'échelle des ordonnées peut aussi être remplacée par une échelle gaussienne de probabilité : dans ce cas, si la répartition des particules correspond à la loi de Gauss, la courbe de distribution devient une droite dont le coefficient angulaire mesure l'écart-type. Lorsque dans un profil de sol les courbes granulométriques sont quasiment identiques d'un horizon à l'autre, on peut en déduire que le profil est développé dans un matériau parental homogène ; quand elles sont dissemblables, elles attestent la présence de matériaux parents d'origines différentes. Les courbes cumulatives permettent donc de tester le degré d'homogénéité (ou d'hétérogénéité) du matériau parent au sein duquel un processus pédogénétique a exercé ses effets. 97 Fig. 49. Exemple de courbes granulométriques cumulatives.

19 RELATIONS ENTRE TEXTURE ET AUTRES PROPRIETES DU SOL Beaucoup de propriétés physiques des sols peuvent être reliées de façon empirique à leur granulométrie. De nombreuses tentatives de mise en relation du type textural avec différentes propriétés physiques des sols ont d'ailleurs été faites (ex : vitesse d'infiltration des eaux, humidité équivalente, eau utile, indice de stabilité structurale, indice de plasticité, etc.). Ces différentes propriétés ne dépendent cependant pas uniquement de la texture. La nature des minéraux argileux ou des oxyhydroxydes présents dans le sol ainsi que sa teneur en matière organique revêtent aussi une grande importance. Il existe une relation linéaire entre la taille des particules argileuses (argiles granulométriques) et leur capacité d'échange cationique (CEC) ainsi que leur surface spécifique, ce qui peut s'expliquer non seulement par la diminution de taille des particules qui entraîne automatiquement une augmentation de leur surface de contact, mais aussi par une distribution granulométrique sélective des différents types de minéraux argileux. En règle générale, les fractions grossières sont considérées comme "inactives" par opposition aux fractions fines, c'est-à-dire de taille inférieure à 2 ou même 0,2 µm, les minéraux argileux expansibles (smectites) étant en effet localisés préférentiellement dans les fractions granulométriques les plus fines. 2. S T R U C T U R E 2.1. GENERALITES La structure du sol caractérise l'agencement spatial des particules minérales en éléments de tailles variables (de quelques mm à plusieurs dm), avec liaison éventuelle avec de la matière organique et/ou des oxyhydroxydes (Fe et Al) ou de la calcite (on parle de "liants" organiques ou minéraux). L'association dans l'espace (ou l'absence d'association de ces agrégats élémentaires) détermine la structure du sol. C'est donc le mode d'assemblage des agrégats ou des particules élémentaires qui est fondamental. La forme, les dimensions et le degré de netteté des agrégats permettent aussi de préciser le type structural. On ne saurait assez souligner combien le rôle de la structure est important au point de vue de la fertilité des sols. Un état structural favorable conditionne en effet un bon enracinement et une bonne économie en air et en eau du sol. L'étude de la structure des sols peut être abordée de différentes façons : 1. D'un point de vue strictement morphologique ou micromorphologique, c'est-à-dire de façon purement descriptive (formes, dimensions et modes d'assemblages des éléments structuraux). Diverses typologies ont donc été créées pour décrire la structure du sol à différentes échelles d'observation : microscopique (utilisation du microscope pétrographique), mésoscopique (utilisation du binoculaire) et macroscopique.

20 2. En relation avec les propriétés physiques du sol (porosité, capacité de drainage, etc.). L'organisation de la masse solide du sol et, surtout, celle des vides associés, fournit en effet des informations relativement fiables sur la façon dont le sol va laisser pénétrer et circuler l'air et l'eau indispensables à la vie des plantes. 3. D'un point de vue dynamique, par l'étude de sa stabilité (cohésion plus ou moins durable des agrégats) et de son évolution au cours du temps ou sous l'action de contraintes extérieures (entre autres des pratiques culturales). 4. Au point de vue à son origine (mode et facteurs de formation) ASPECTS MORPHOLOGIQUES : DESCRIPTION DES TYPES STRUCTURAUX Les principaux types de structure que l'on peut rencontrer dans les sols sont résumés au tableau 14, repris plus en détail p. 101 et illustrés à la fig. de la p La classification utilisée, empruntée à Bonneau et Souchier (1979), est à la fois morphologique et génétique, puisqu'elle prend en considération non seulement la dimension, la forme et le mode d'agencement des agrégats, mais aussi leur origine et leurs conditions de formation. Les principaux critères sont la taille et la forme des agrégats ainsi que leur mode d'assemblage dans l'espace (ou l'absence d'un tel agencement). Les 3 types structuraux fondamentaux sont les structures particulaires (les éléments du squelette sont indépendants les uns des autres), les structures massives ou continues (le matériau est cohérent et homogène, non fragmenté, car il y a absence de fissuration à la dessiccation et de gonflement à l'humidification) et les structures fragmentaires (formation d'agrégats de formes et de dimensions très variées). Il convient d'ajouter que la micromorphologie des sols a pris un développement considérable au cours des 20 dernières années et que l'observation au microscope pétrographique de lames minces réalisées dans des échantillons de sol préalablement imprégnés au moyen de résines synthétiques est devenue une pratique courante dans l'étude structurale des sols (voir fig. 52, p. 103). Plus récemment encore, l'analyse d'image a été appliquée avec succès à l'étude morphologique des sols. Les figures de la page 103 illustrent la distribution des structures dans deux sols agricoles d'angleterre, l'un d'entre eux présentant une structure défavorable due à la compaction de l'horizon immédiatement sous-jacent à la couche labourée : c'est la "semelle de labour" qui détermine fréquemment dans les sols agricoles une importante discontinuité structurale.

21 100 Tableau 14. Types de structures. Les critères utilisés sont la dimension et la forme des agrégats ("peds") ainsi que le mode d'agencement spatial des agrégats et des vides. STRUCTURES PARTICULAIRES STRUCTURES MASSIVES Structures fondues Structures par cimentation (= structures concrétionnées) STRUCTURES FRAGMENTAIRES ( éléments structuraux) Structures en agrégats fins (± mm) Structures construites (origine biologique) Structure grenue (1-10 mm, porosité <) Structure grumeleuse (1-10 mm, porosité >) Structure nuciforme (> 10 mm) Structures par fissuration (processus physiques) Structure polyédrique Structure prismatique Structure lamellaire 2.3. CONSEQUENCES DE L'AGENCEMENT DES AGREGATS : LA POROSITE La porosité représente le volume des vides du sol, c'est-à-dire l'espace laissé libre au sein même des particules, entre les particules ou entre les unités structurales ; cet "espace poral" est occupé par de l'eau ou de l'air. La porosité est exprimé en pourcent du volume apparent du sol : P t = (V v /V a ).100 où V v = volume des vides et V a = volume apparent du sol

22 CLASSIFICATION DES STRUCTURES (d'après Bonneau et Souchier, 1979) 101

23 Fig. 50. Principaux types de structure de sols (in Fitzpatrick, 1982). 102

24 103 Fig. 51. Distribution des structures dans deux profils de sols agricoles d'angleterre (à gauche : sol bien structuré sur craie argileuse ; à droite : sol mal structuré et à drainage déficient sur matériau argileux, avec "semelle de labour" à structure lamellaire vers 20 cm de profondeur) (in Greenland et Hayes, 1981). Fig. 52. Structure grumeleuse (à gauche) et polyédrique anguleuse (à droite) observées en lames minces (in Fitzpatrick, 1983).

25 Cette porosité totale 3 qui varie selon les sols de 30 à 70 %, n'a pas de signification écologique par elle-même, car seuls les vides d'une dimension suffisante permettent drainage, aération et pénétration racinaire. C'est pourquoi on fait la distinction entre microporosité (= porosité capillaire) et macroporosité (= porosité non capillaire ou porosité à l'air). La limite entre ces deux types de porosités est souvent fixée à 8 microns (fig. 55, p. 110). La microporosité correspond au volume des pores capillaires retenant l'eau après ressuyage (voir l'eau du sol, p. 107 ). On la subdivise fréquemment en microporosité (pores de réserve, retenant l'eau capillaire absorbable par les végétaux, compris entre 8 et 0,2 µm) et microporosité très fine (pores résiduels, retenant l'eau capillaire non absorbable, de taille inférieure à 0,2 µm). La macroporosité correspond au volume des vides du sol occupé par l'air après ressuyage. Il s'agit de pores assurant la circulation de l'air et de l'eau. Ce sont donc ces pores de transmission qui permettent le drainage du sol et rendent possible également la mobilisation dans les profils des substances solubles ou en suspension et l'évacuation des produits de l'altération. Un facteur important est la continuité ou la non-continuité des pores de transmission : on distinguera donc la macroporosité ouverte de la macroporosité fermée dont les conséquences quant à la dynamique de l'air et de l'eau dans le sol seront radicalement différentes. Deux exemples de répartition de la porosité dans les sols sont représentés à la figure Les sols à structure grumeleuse présentent généralement une porosité totale comprise entre 60 et 70 % et la macroporosité y est à peu près équivalente à la microporosité. Par contre, en profondeur, dans des horizons limono-argileux à structure polyédrique, développés par exemple sur des matériaux limoneux, la porosité totale est nettement plus basse, de l'ordre de 43 % ; la macroporosité n'y représente plus que 30 % de la porosité totale. Lorsque les sols sont soumis à des phénomènes de compaction ("semelle de labour" dans les terres agricoles, horizons compactés par orniérage lors de l'exploitation des peuplements forestiers, etc.), leurs spectres de porosité sont profondément modifiés et on peut véritablement parler d'une "dégradation physique des sols". Celle-ci est la conséquence directe d'une perte souvent importante des macropores qui y assurent la circulation de l'air et de l'eau. A titre d'exemple, le tableau 15 illustre les modifications de l'espace poral enregistrées dans les sols limoneux acides de la Forêt de Soignes suite à l'impact de l'exploitation forestière mécanisée. On y observe que dans les sols des secteurs orniérés la macroporosité tombe en dessous de 10 % du volume total du sol et, dans les secteurs les plus dégradés, en hêtraie, s'approche même du seuil de 5 %, considéré comme critique pour la survie des systèmes racinaires. 3 On fait souvent la distinction entre la porosité texturale qui résulte de l'assemblage des particules minérales élémentaires (cette porosité minimale issue d'un assemblage compact à grains jointifs est la seule porosité des sols à structure massive ; c'est aussi la porosité d'un sol qui a été compacté) et la porosité structurale qui provient de l'agencement spatial des agrégats structuraux.

26 105 Fig. 53. Deux exemples de distribution de la porosité dans les sols (d'après Hall et al., 1977 et Humbel, 1974). Horizons Profondeur Porosité Distribution des catégories de pores totale cm % % de la porosité totale % du volume total du sol Macroporosité Microporosité Porosité matricielle Macroporosité Microporosité Porosité matricielle Sol témoin E ,3 33,5 33,0 33,6 15,2 14,9 15,2 B t ,9 27,1 27,3 45,6 11,4 11,5 19,1 Sol orniéré E g ,2 15,8 32,0 52,2 5,7 11,6 18,9 B tg ,8 23,4 28,1 48,2 9,5 11,5 19,7 Pertes ou gains de porosité (%) E g vs E - 52,9-2,9 55,6-62,4-22,4 24,4 B tg vs B t - 13,7 2,9 5,8-16,0 0,2 3,0 Tableau 15. Distribution des principales classes de porosité dans les horizons éluviaux et illuviaux de sols témoins (E, B t ) et orniérés (E g, B tg ) d'un sol limoneux acide de hêtraie (Forêt de Soignes) (Herbauts et al., 1996).

27 106 Mesure de la porosité Elle peut être calculée sur base de la densité apparente (= poids volumique apparent) du sol, mesurée au moyen de cylindres en acier, calibrés (cylindres de Bürger). Porosité totale (%) = dr da 100 dr avec dr = densité réelle de la matière minérale (on utilise généralement la valeur de 2,65 c'està-dire la densité du quartz4) et da = densité apparente du sol sec (mesurée par la méthode des cylindres) 2.4. LA STABILITE STRUCTURALE Rares sont les sols cultivés qui conservent leur structure tout au long de l'année. Un cas classique de sol perdant brutalement sa structure est celui des sols limoneux dits "battants". Le phénomène de battance, bien connu des agriculteurs, consiste en une destruction et une dispersion des agrégats sous l'action de pluies violentes, suivies de la sédimentation des argiles et des limons dispersés, engendrant une croûte de battance ("glaçage" du sol). Cette croûte de battance constitue non seulement un obstacle important à la levée des semis, mais contribue aussi à accroître les risques d'érosion par ruissellement puisqu'elle s'oppose à l'infiltration des eaux météoriques. On a pu établir qu'il existe une relation entre battance et texture : lorsque le rapport limons/argiles est supérieur ou égal à 2, le risque de battance est élevé. La vitesse et l'intensité de la dégradation structurale sont fort variables d'un type de sol à l'autre et, dans un même profil, d'un horizon à l'autre. D'où l'intérêt des méthodes permettant d'apprécier la stabilité structurale. Une des méthodes les plus connues est la méthode de Hénin qui permet de mettre en évidence les phénomènes de dégradation de la structure par l'eau. Elle est basée sur deux tests complémentaires : 1. Un test d'analyse d'agrégats qui permet de mesurer le taux d'agrégats stables (agrégats de 2 mm) et de calculer un indice d'instabilité structurale (indice Is). Is = (A + L) % / [(Somme des agrégats stables %)/3-0,9 SG %] Avec (A + L) = fraction < 20 µm ; SG = fraction comprise entre 200 et 2000 µm. L'indice Is varie de 0,1 à plus de 100 et l'instabilité structurale est exprimée par le logarithme décimal de 10 Is ; elle varie donc de 0 (bonne stabilité structurale) à 3 (très mauvaise stabilité structurale) (fig. 54). 4 Pour les sols non organiques et non carbonatés. En sol carbonaté, il faut tenir compte de la densité de la calcite (2,5).

28 2. Un test de perméabilité qui permet de mesurer une vitesse d'infiltration de l'eau au travers d'un échantillon de sol (indice K). La perméabilité, exprimée également par le logarithme décimal de 10 K, varie de 0 (perméabilité faible, mauvaise structure) à 2,5 (bonne perméabilité, bonne structure)(fig. 54). Le diagramme de la figure 54 montre la relation qui lie les indices Is et K et met aussi en évidence le degré de stabilité structurale de différents types de sols (les sols les mieux structurés et à stabilité structurale maximale étant les sols humifères carbonatés) FACTEURS DU MILIEU ASSURANT LA STRUCTURATION DES SOLS Facteurs physiques - Alternance de phases de dessiccation et d'humectation ou de gel-dégel. - Texture du sol : une teneur minimale en éléments fins est bien entendu nécessaire pour assurer une bonne structuration. A titre d'exemple, la granulation des sols en prairie n'intervient qu'au-dessus d'un seuil voisin de 25 % d'argile Facteurs chimiques - Nature et abondance des cations présents sur le complexe d'échange (argiles, complexe argilohumique). Rôle floculant efficace des cations polyvalents (surtout Ca 2+ en sols non ou peu acides et Al 3+ en sols acides). - ph influençant l'activité biologique et l'humification Facteurs biologiques - Teneur en matière organique et nature de cette matière organique (cf. composition du couvert végétal). La M.O. agit de 3 façons différentes : 1) en tant qu'agent de liaison entre particules argileuses préalablement floculées ; 2) par l'intermédiaire des polysaccharides de néosynthèse microbienne qui sont des liants très efficaces 5 ; 3) par le biais d'hyphes mycéliens ou de racines microscopiques assurant la liaison interparticulaire. - Activité biologique : rôle majeur des lombricidés (surtout les espèces anéciques dont les turricules, rejetés à la surface du sol, sont constitués d'un mélange de matière minérale et de matière organique fraîche très fragmentée) et, dans les sols plus acides, des microarthropodes. 5 On utilise d'ailleurs comme stabilisateurs structuraux des sols des polysaccharides et des polyuronides (ex : CMC = carboxy methylcellulose ; PGA = polygalacturonic acid)

29 108 Fig. 54. Stabilité structurale de sols d'europe et d'afrique du Nord (d'après Hénin, 1976). 3. L'EAU DU SOL 3.1. GENERALITES L'étude de l'eau du sol comporte deux aspects : 1. Un aspect statique ce sont les différents états de l'eau du sol, en liaison directe avec sa capacité de rétention et la disponibilité en eau qu'il peut assurer pour les plantes. 2. Un aspect dynamique : il s'agit de la circulation de l'eau dans le sol, c'est-à-dire les transferts verticaux ou latéraux de la phase liquide du sol. Etats de l'eau et circulation de l'eau dépendent tous deux, directement ou indirectement, de la porosité du sol et des types de porosité qui le caractérisent LES ETATS DE L'EAU DU SOL L'eau du sol peut être classée en diverses catégories selon son comportement (fig. 55) :

30 Eau de gravité (ou de gravitation) C'est l'eau occupant momentanément ou de façon plus ou moins permanente (= eau de saturation) les pores les plus grossiers du sol, c'est-à-dire la macroporosité. Cette eau est soumise à la pesanteur et n'est donc pas retenue par le sol après ressuyage. Rappelons que c'est cette eau de gravité qui assure l'entraînement des substances dissoutes (cations, anions, chélates,...) ou en suspension (argiles fines) ; elle contribue donc à la différenciation des profils. On fait habituellement la distinction entre l'eau de gravité à écoulement rapide et celle à écoulement lent. 2. Eau capillaire On distingue l'eau capillaire absorbable qui correspond à l'eau contenue dans la microporosité de 0,2 à 8 µm (pores de réserve), et l'eau capillaire non absorbable ou eau "liée", correspondant à la microporosité très fine, inférieure à 0,2 µm (pores résiduels). L'eau capillaire absorbable est donc l'eau retenue par le sol après ressuyage ; elle est utilisable par les végétaux. C'est en outre la phase liquide qui compose la "solution du sol", c'est-à-dire le réservoir des substances dissoutes et le milieu d'altération des minéraux. 3. Eau hygroscopique C'est l'eau adsorbée par le sol aux dépens de l'humidité atmosphérique et elle varie avec le degré hygrométrique de l'air. Il s'agit donc d'une mince pellicule d'eau entourant les particules minérales et organiques. Très énergiquement retenue, elle n'est susceptible d'aucun mouvement et n'est pas absorbable par les végétaux. Une observation courante montre que les plantes, pendant une période de sécheresse, fanent sur des sols dont la teneur en eau est très différente (par exemple 3 % sur sol sableux et 20 % sur sol argileux). On peut en conclure que les sols retiennent leur eau avec une énergie variable, en fonction notamment de leur texture, de leur structure, de la nature des minéraux argileux ou de leur contenu en matière organique. Il est donc possible de mesurer les forces de rétention de l'eau du sol, soit en appliquant des contraintes mécaniques (succion ou pression), soit en utilisant des techniques tonométriques ou osmométriques. On aboutit ainsi à la notion de potentiel capillaire ou potentiel matriciel Ψ, défini dès 1907 par Buckingham. En 1935, Schoffield a proposé d'utiliser la notation pf, c'est-à-dire l'expression logarithmique du potentiel capillaire : pf = log10 Ψ Le potentiel matriciel s'exprime en terme de pression et plus exactement en hauteur d'eau exprimée en cm (se référer au tableau 16).