Cet article est issu de notre TIPE (=travaux d'initiative personnel et encadré) à dominante géologie. Il a été réalisé pour le concours AGRO et G2E de 2001. Le thème 2001 était "les sols" , thème commun à toutes les classes préparatoires de biologie: BCPST (anciennement et plus parlant: math spé bio).

Résumé: Le sol à gley présente une teneur importante en argiles, essentiellement de la kaolinite et des illites, qui lui donnent une texture plastique. D'autre part, le sol à gley se caractérise par une présence constante d'eau en profondeur. Cette eau a une activité réductrice et entraîne la différenciation d'un horizon marron clair (fer oxydé) et d'un horizon profond gris vert (fer réduit).

• CLANET Jean-Michel
• MERET Marie-Hélène
• RIGAUDIER Thomas
• RIVAL Frédéric

              En cours de géographie nous avons évoqué la notion de sol à gley, sol hydromorphe présentant des horizons de couleurs particulières. Ceci a attiré notre attention et nous avons essayé d'en savoir plus. Nous avons obtenu à la chambre d'agriculture une carte qui nous a permis de localiser de tels sols près de Champdieu ; Champdieu est située dans la plaine du Forez à 45 km de Saint Etienne. Nous avons alors pris nos pelles et nos bottes et sommes partis sur le terrain où l'humidité et la couleur des affleurements nous ont permis de reconnaître le sol recherché. Nous avons réalisé un carottage à l'aide d'une tarière. La terre était compacte et collante, difficile à détacher de la tarière. Nous avons ainsi cherché à déterminer les caractéristiques donnant au sol ses couleurs et sa texture, ainsi que celles liées à la présence de l'eau.

              Lors de nos prélèvements sur le terrain, la manipulation de la tarière devenait de plus en plus difficile au fur et à mesure de son enfoncement. En outre, il devenait de plus en plus difficile de séparer la terre des bords de celle-ci. Nous allons donc essayer de montrer pourquoi ce sol est compact et cohérent.

              L'essai au bleu de méthylène consiste à mesurer par dosage la quantité de bleu de méthylène pouvant s'adsorber sur un échantillon : en effet, la quantité de bleu nécessaire pour saturer les grains d'argile est d'autant plus importante que les grains sont fins (surface spécifique élevée). Le dosage s'effectue par ajouts successifs de quantités connues de bleu de méthylène à une suspension de sol, en contrôlant l'adsorption après chaque ajout. Pour cela on prélève avec une baguette de verre une goutte de la suspension que l'on dépose sur un papier filtre. L'adsorption maximale est atteinte lorsqu'une auréole bleu clair persistante se forme à la périphérie de la tache. Pour valider ce maximum, on fait un prélèvement toutes les minutes pendant 5 minutes sans ajouter de bleu et l'auréole doit continuer d'apparaître. On a alors dépassé la saturation.

• Comme VBS >0,2 , le sol présente une sensibilité à l'eau.
• Comme VBS >1,5 , le sol est caractérisé comme sablo-argileux. Notre sol est donc sablo-argileux.

Ces valeurs de bleu ont été choisies comme frontière dans la classification des sols.

              Nous avons choisi de comparer la granulométrie de trois couches différentes de notre sol. Le premier échantillon est prélevé en surface, le second vers 50 cm de profondeur et le dernier vers 1 mètre de profondeur. Chaque échantillon correspond à un horizon différent. On tamise la terre après séchage à 110°C, pour éliminer l'eau qui fait adhérer les éléments entre eux. On obtient les résultats suivants.

              L'horizon de surface apparaît comme essentiellement formé de grains d'assez grosse taille (> 0,5 mm) composés notamment de grains de sable (quartz). D'autre part, il comporte une fraction fine (< 63mm) quasi inexistante, alors que les autres horizons présentent au contraire une part d'éléments fins non négligeable (de 4 à 9%). Ces éléments fins sont constitués d'argiles. On constate que la teneur en argile augmente avec la profondeur. Ce sont ces argiles qui assurent la cohésion du sol. Ce résultat est cohérent avec le fait que le sol devenait de plus en plus difficile à détacher de la tarière.

              Nous utilisons la méthode de diffraction des rayons X qui est la plus répandue pour identifier les minéraux de petite taille que sont les argiles.

              Les rayons X arrivent sur l'échantillon. Le faisceau est diffracté sur un réseau de plans cristallins. On analyse les différentes longueurs d'ondes selon l'angle q2 du monochromateur à réseau. Les longueurs d'ondes pour lesquelles on aura des interférences constructives (et donc un maximum d'intensité) sont fonction de la distance entre deux feuillets. On peut ainsi caractériser la distance interfoliaire de chaque argile et on peut en déduire leur nature.

              Mais les distances interfoliaires des argiles peuvent être modifiées par la présence de molécules d'eau. Pour cela, on réalise deux mesures complémentaires : la première sur des argiles chauffées à 400°C : le chauffage provoque le départ de toutes les molécules d'eau et les distances interfoliaires sont à leur minimum. Dans le second cas on traite les argiles avec de l'éthylène glycol qui prend la place des molécules d'eau et provoque ainsi un gonflement des argiles : les distances interfoliaires sont à leur maximum. On peut alors observer les résultats obtenus avec des spectres de référence et donc identifier les argiles.

              On met la terre dans un bêcher d'eau et on agite pour la mettre en suspension. Après 10 minutes de décantation, seules les particules argileuses restent en surface. On prélève alors à l'aide d'une pipette le haut de la solution et on le met dans un tube. On procède ensuite à une centrifugation. On récupère les argiles déposées au fond du tube et on les étale sur une lame de verre creusée d'une rainure. On a ainsi réalisé une pâte orientée qui permet d'améliorer la réponse des argiles aux rayons X. L'échantillon soumis aux rayons X présente alors le plus grand nombre de plans parallèles à l'allongement des feuillets, ce qui favorise la diffraction des rayons X.

              Nous avons réalisé des mesures sur trois horizons de différentes profondeurs. Dans tous les cas, nous avons obtenu le même diffractogramme. On peut en déduire que les argiles sont de même nature dans les différents horizons.

              D'après la courbe, on observe des pics biconcaves très étroits pour des longueurs d'onde 0,715 nm et 0,36 nm, fortement atténués après chauffage, ce qui correspond à une kaolinite. Les kaolinites, de formule (Si4O10)Al4(OH)8 sont constituées par l'empilement élémentaire d'une couche de tétraèdres SiO4 et d'une couche d'octaèdres Al2O6.

              On observe également des pics biconcaves à 0,333 nm, 0,495 nm et 1,00 nm inchangés pour chacun des traitements. Ces pics indiquent la présence d'illites. Leur structure est très variable car elles peuvent fréquemment être substituées par des cations.

              L'analyse des diffractogrammes permet donc de montrer que le sol contient deux sortes d'argiles : de la kaolinite et des illites. Ces argiles confèrent au sol cohérence et plasticité.

              Le but de la manipulation est de déterminer expérimentalement les teneurs massiques en eau du sol limitant les états solide, plastique et liquide du sol. On appelle ces teneurs en eau limite de plasticité (limite entre l'état solide et l'état plastique) et limite de liquidité (limite entre l'état plastique et l'état solide). On réalise les mesures sur la fraction fine du sol, c'est à dire les argiles.

              Pour déterminer la limite de plasticité, on réalise des boudins de 3 mm de diamètre. Lorsque ces boudins sont trop secs, ils cassent si on les soulève légèrement. La limite de plasticité est la teneur en eau en dessous de laquelle on ne peut plus réaliser ces boudins. Notre sol a donné une limite de plasticité de l'ordre de 20%.

              Pour mesurer la limite de liquidité, on réalise une pâte avec l'échantillon en le mouillant, puis on le place dans une coupelle métallique en forme de calotte sphérique. On réalise une rainure en V dans la pâte. On provoque des chocs réguliers pour refermer la rainure. La limite de liquidité est la teneur en eau pour laquelle il faut 25 chocs exactement. En réalité on ne tombe pas juste sur la valeur de 25 coups. On fait l'expérience avec plusieurs teneurs en eau.

              Pour les teneurs donnant un résultat compris entre 15 et 35 chocs, on peut tracer une droite et en déduire la limite de liquidité. Celle de notre sol était de l'ordre de 35%.

              L'indice de plasticité : la différence entre la limite de liquidité et de plasticité, est de l'ordre pour notre sol de 15%. D'après la classification de Casagrande, notre sol est classé dans les argiles peu plastiques.

              En cours de géographie, le sol à gley nous a été présenté comme un sol avec un horizon imperméable qui retenait l'eau en surface. Sur le terrain, lors du premier prélèvement, nous avons rencontré un sol très humide mais le temps l'était aussi. Pour la dernière carotte, nous avons constaté la présence d'eau stagnante au fond du trou. Nous pensions avoir atteint l'horizon imperméable mais les précipitations abondantes ce jour-là nous ont poussés à retourner faire un autre prélèvement par temps sec pour valider cette hypothèse. Lors de notre deuxième sortie, par beau temps, nous n'avons pas retrouvé l'eau à la même profondeur ; le niveau était 20 cm plus bas. Ceci tend à vérifier l'hypothèse que le sol est hydromorphe. De plus, nous en déduisons que la couche imperméable se situe à une profondeur plus importante que ce que nous avions imaginé lors de la première sortie.

              Après avoir montré la présence d'une nappe d'eau en profondeur, nous avons voulu montrer l'existence d'un gradient hydrique suivant la profondeur. Nous avons mesuré la teneur en eau des différentes carottes prélevées. Pour cela, nous avons pesé les échantillons humides puis secs après un passage à l'étuve. En effectuant la dif-férence de masse, nous avons obtenu la masse d'eau présente dans les échantillons.

              Il faut noter que les échantillons ont été prélevés par temps sec lors de la deuxième sortie. Le pourcentage d'eau des différentes carottes est compris entre 15% et 20% ce qui nous semble être une quantité non négligeable, la teneur en eau étant plus élevée dans l'horizon profond, à proximité de la couche d'argiles imperméables.

              Nous avons montré précédemment l'existence d'un gradient d'eau en fonction de la profondeur. Cela nous amène à nous demander s'il n'est pas dû à des caractéristiques propres au sol. Nous avons donc décidé de mesurer la surface spécifique des particules de terre en fonction de leur profondeur pour tenter d'interpréter ce gradient.

              La surface spécifique est la surface totale développée par les particules d'une poudre par unité de mesure : elle mesure l'interface du solide avec le milieu extérieur. On la détermine grâce à l'adsorption d'un gaz sur les particules.

              La théorie BET (Brunauer, Emmet et Teller ) permet d'établir l'équation suivante :

V est le volume de gaz adsorbé sous la pression P P0 est la pression de vapeur du gaz à la température de l'expérience Vm est le volume de gaz nécessaire pour réaliser une couche monomoléculaire ; c'est une fonction de la température seule.

              La réalisation d'une isotherme d'adsorption (V en fonction de P/P0) donne une droite à partir de laquelle on peut déterminer les constantes C et Vm. On déduit la valeur de la surface spécifique à partir de Vm : S = 4,35xVm/m , lorsque l'expérience est réalisée à 77 K.

              On commence par dégazer l'échantillon afin d'éliminer toutes les particules adsorbées sur sa surface (eau, gaz) à 150°C sous vide. Ensuite, on injecte une quantité d'azote connue à la température de 77K, ce qui permet grâce à l'équation d'état des gaz parfaits, d'en déduire la pression théorique s'il n'y avait pas d'adsorption. On mesure la pression réelle. On fait la différence et on obtient le volume adsorbé

              Les résultats obtenus sur l'échantillon brut sont plus probants car ils donnent une meilleure représentation de la réalité. La fraction fine ne peut donner en effet une vision globale de la texture du sol.

              On constate une augmentation de la surface spécifique avec la profondeur de l'ordre de 12m²/g. En profondeur, le sol offre donc une plus grande surface de contact avec le milieu extérieur et en particulier avec l'eau. Le sol peut donc contenir une plus grande quantité d'eau en profondeur ce qui permet d'expliquer en partie le gradient d'eau rencontré.

              Sur le terrain, au niveau de l'affleurement, nous nous sommes aperçus que la couleur du sol n'était pas uniforme. Les horizons superficiels sont de couleur marron clair alors que les horizons un peu plus profonds (1 m) sont de couleur gris vert.

              Nous avons alors émis l'hypothèse que ces différentes couleurs étaient dues à une faible teneur en matière organique et des quantités en fer réduit et oxydé différentes. Le fer oxydé ou fer III qui est de couleur rouille confère au sol sa teinte marron claire. Le fer réduit ou fer II de couleur gris-vert explique la teinte des horizons profonds.

              D'autre part, les échantillons profonds que nous avons rapportés ont perdu leur couleur gris-vert en quelques semaines. Par contre, l'intérieur de l'échantillon a gardé sa couleur intacte. Il y a eu donc action d'un phénomène extérieur. Les échantillons étant dans des sacs fermés le plus hermétiquement possible, le seul élément ayant pu agir est donc l'air et en particulier l'oxygène : l'oxygène a pu oxyder les éléments réduits du sol. On peut par conséquent expliquer la couleur gris vert des échantillons par la présence de fer réduit. En revanche, la couleur marron clair des horizons proches de la surface s'expliquerait par la présence de fer oxydé de couleur rouille. Pour le vérifier, nous avons réalisé un dosage des ions du fer dans deux échantillons l'un profond, l'autre en surface.

              On a déterminé la quantité de matière organique par un dosage à l'eau oxygénée, un oxydant très fort qui détruit la matière organique. On a pesé les échantillons de terre sèche avant et après destruction de la matière organique. Ainsi, la différence de masse correspond à la masse de la matière organique.

              On a obtenu un pourcentage de 7 % pour l'horizon de surface. La teneur en matière organique de notre sol est faible. Or la matière organique confère au sol une couleur brune ! Ceci permet donc d'expliquer la couleur marron clair de notre horizon de surface, par mélange de la matière organique avec les autres constituants du sol.

              Nous voulons donc comparer la concentration en ion fer II et fer III d'un échantillon prélevé entre 20 et 40 cm de la surface (échantillon 1) et d'un autre prélevé à environ 1 m de profondeur (échantillon 2). Nous avons voulu réaliser un dosage des ions fer II. Pour cela, nous avons pesé 100 g de terre sèche que nous avons placé dans un bêcher de 600 mL. Puis nous avons versé de l'acide sulfurique pur de façon à obtenir un pH proche de 0. Equation du dosage des ions fer II par des ions permanganates (oxydant fort) est : MnO4^- + 5Fe²⁺ + 8H⁺ Mn²⁺ + 5Fe³⁺ + 4H2O 5n(MnO4^-)=n(Fe²⁺) d'où 5[MnO4^-]Ve=[Fe²⁺]V(solution préparée) Nous avons réalisé un premier dosage avec 20 mL de la solution préparée et avec une concentration des ions permanganates de 0,005mol/L

              Nous avons réalisé un deuxième dosage pour l'échantillon 1 avec une concentration des ions permanganates de 0,0005mol/L et on a obtenu Ve1=40mL D'où les résultats :

              On mesure le potentiel du couple Fe(III)/Fe(II) dans la solution. Grâce à l'équation de Nernst, on en déduit la concentration de fer III : E(Fe3+/Fe2+) = E°(Fe3+/Fe2+)+0.06 lg([Fe3+]/[Fe2+]) à 25°C

              Interprétation : On obtient un rapport fer II / fer III 1000 fois plus important dans l'horizon de profondeur que dans l'horizon de surface. Mais le dosage ne permet pas d'établir les concentrations en ions dans le sol, car on ne peut pas savoir combien sont entraînés dans la solution et combien restent fixé dans la terre. On ne peut pas connaître les concentrations des éléments du fer dans le sol. Mais on a appliqué le même protocole aux deux échantillons et étant donné des approximations du protocole, on ne peut pas utiliser les données d'un point de vue quantitatif mais seulement qualitatif.

              Comme le fer réduit (fer II ) est de couleur verte et le fer oxydé (fer III) est de couleur rouille, on peut en déduire que les observations faites sur les couleurs des différents oxydants sont bien dues au teneur respective en fer II et III.

              On a vu une concentration de fer II plus importante au niveau des horizons de profondeur. On peut se demander pourquoi ce fer II n'est pas oxydé.

              On prélève des échantillons d'eau en profondeur lors du carottage. On suppose donc que cette eau était en contact avec le fer II des horizons en profondeur. Le dosage du dioxygène de l'eau est réalisé avec un réacteur à DCO puis un photomètre.

              La teneur en dioxygène dissous de l'eau au niveau des horizons profonds est d'environ 520 mgO2/L. Cette teneur est faible ce qui laisse supposer une activité réductrice de l'eau. Le dioxygène est un oxydant donc la présence dominante de fer réduit est impossible en sa présence. L'activité réductrice de l'eau explique la présence de fer réduit dans les horizons de profondeur ce qui est à l'origine de la couleur gris vert.

              L'activité réductrice de l'eau constitue donc le moteur principal des mécanismes d'oxydoréduction du sol à gley.

              Le sol à gley présente donc diverses particularités : la présence d'argiles le rend relativement plastique et cohérent. La présence permanente d'eau en profondeur lui assure une humidité importante. Enfin, cette même eau réductrice est à l'origine de la différenciation d'horizons de couleurs différentes. Nous conclurons notre étude sur un schéma bilan matérialisant les mécanismes d'oxydoréduction du sol à gley.

• Pédologie : sol, végétation, environnement, M.Duchaufour (1975)
• Caractérisation des phases minérales par diffraction X, M. Bouchardon
• Caractérisation texturale des solides, Mme Valdivieso
• Aide-mémoire mécanique des sols, M. Portet

• Jean-Luc Bouchardon : géochimiste (Ecole des Mines de Saint Etienne)
• Françoise Valdivieso : texture des solides (Ecole des Mines de Saint Etienne)
• Frédéric Portet : mécanique des sols (Ecole des Mines de Saint Etienne)
• Rolland Rivollier et son technicien : génie civil (ENISE)