enseignement > géosciences > pédologie > chapitre III
III. Propriétés physico-chimiques du sol
Le sol fonctionne comme un réacteur chimique, en particulier aux interfaces entre les différentes phases : gaz–solide, gaz–liquide et solide–liquide. Ces réactions chimiques sont nombreuses aux cinétiques variables : réactions acido-basiques, oxydoréduction, hydrolyse, dissolution, précipitation, dissociation, complexation, adsorption, hydratation… Plusieurs propriétés physico-chimiques sont étudiées pour caractériser un sol.
1. Texture du sol
a. Taille des grains du sol
La texture correspond à la répartition des particules minérales de la fraction fine du sol (< 2 mm) en fonction de leur taille. Selon la classification étudiée, trois, cinq ou huit classes granulométriques se différencient, dont les principales sont les sables, les limons et les argiles. Selon le diamètre moyen des grains (d), on distingue (Figure 3) : 
- les sables grossiers : 200 µm < d < 2 mm, 
- les sables fins : 50 µm < d < 200 µm, 
- les limons grossiers : 20 µm < d < 50 µm, 
- les limons fins : 2 µm < d < 20 µm, 
- les argiles : d < 2 µm. 
Figure 3. Échelle de taille des particules du sol
En analyse de sol, les particules sont généralement considérées comme sphériques, ce qui est plus ou moins faux. La taille des grains conditionne la surface en contact avec le milieu extérieur. L’indice de surface de sol est de l’ordre de 80 000 (i.e. une surface de contact de 80 000 m2 pour 1 m2 de sol).
Remarque
Les termes utilisés ici correspondent à des qualificatifs granulométriques. En effet, le terme « argile » est aussi employé pour des minéraux issus de l’altération, et les « sables » et « limons » sont également des roches sédimentaires meubles selon la classification lithologique.

b. Diagramme des textures
Un diagramme des textures attribue les différentes classes granulométriques selon les proportions en sables, limons et argiles. Un sol mixte est un sol équilibré par les trois grandes classes ; ils présentent le maximum d’avantages pour les végétaux. Chaque classe texturale est caractérisée par ses propres propriétés physiques : e.g. sensibilité à la battance pour les sols limoneux, sensibilité au tassement pour les sols mixtes, sensibilité à l’asphyxie pour les sols argileux, sensibilité au drainage pour les sols sableux…

Différentes classifications existent avec leurs propres nomenclatures et nombre différent de classes texturales. Les plus communes sont les classifications de l’Aisne et du GEPPA (France), de l’HYPRES (Europe), de l’USDA (États-Unis), ou de la FAO-Unesco (Figure 4).
Figure 4. Diagrammes des textures selon les classifications de l’Aisne (France), GEPPA (France), HYPRES (Europe) et USDA (États-Unis)
2. Structure du sol
a. Caractéristiques structurales d’un sol
Porosité
La matrice minérale d’un sol, appelée squelette, contient en moyenne 50 % de « vide » qui conditionne à la fois l’aération du sol (impliquée dans la respiration, l’oxydoréduction et les mouvements d’eau) et le stockage des solutions. Par exemple, la dispersion de la lumière est davantage limitée en comparaison à d’autres milieux comme l’eau ou la neige ; le coefficient d’extinction (distance à partir de laquelle la lumière ne pénètre plus dans le sol) d’un sol avoisine 1 mm. Toutefois, cette fraction de vide, appelée porosité, varie en fonction de la classe texturale (0,35 à 0,5 pour un sol sableux et 0,4 à 0,6 pour un sol argileux) et de la teneur en matière organique qui tend à l’augmenter. La porosité P se définie selon la formule suivante :
Vf
P = 
V
P : porosité (sans dimension)
Vf : volume de fluides (m3)
V : volume total (m3)

Selon l’échelle d’étude, on distingue la porosité macroscopique (étudiée sur le terrain, structure) de la porosité microscopique (en laboratoire, microstructure).
Remarque
La porosité n’est pas suffisante à elle seule pour assurer la diffusion des fluides. En effet, c’est la tortuosité qui mesure la connexion des pores du sol entre eux. Ces deux paramètres sont donc complémentaires.

L’indice de vide n, quant à lui, se rapporte au volume occupé par la fraction solide. Il peut être lié à la porosité selon la formule suivante :
Vf
P
P = 
Vs
1 – P
n : indice de vide (sans dimension)
Vf : volume de fluides (m
3)
Vs : volume de solides (m3)
P : porosité (sans dimension)

Densité et masse volumique
Porosité et composition minéralogique d’un sol agissent sur la densité (sans dimension) ou masse volumique (mesurée en kg∙m−3) de celui-ci. En effet, la densité des particules varie entre < 1 pour la matière organique à > 5 pour les oxydes métalliques. La majorité des minéraux (e.g. quartz et feldspaths) ont cependant une densité autour de 2,5–2,8. On distingue des variations de densité selon la classe texturale : les sols sablo-argileux sont généralement denses avec une densité pouvant atteindre 1,7 alors que les sables argileux ou limono-sableux sont les sols les moins denses avec une densité inférieure à 1,2 (Figure 5). Elle augmente également en fonction de la profondeur du sol (compaction). La densité peut se mesurer sur sol frais (densité apparente, da) ou sec (densité réelle du solide, ds) :
msol frais
da
meau
msol sec
ds
meau
da = ds (1 – P) 
da : densité apparente (sans dimension)
d
s : densité réelle du solide (sans dimension)
m
sol frais : masse de sol frais (g)
msol sec : masse de sol sec (g)
meau : masse d’eau à volume identique (g)
P : porosité (sans dimension)

Remarque
L’estimation du stock d’un élément (azote, phosphore, ou même des polluants comme le mercure) disponible dans le sol à l’échelle de la parcelle (en considérant la profondeur pour obtenir une masse par hectare) est généralement réalisée en multipliant la concentration massique de l’élément (obtenue pour la fraction fine < 2 mm) par la densité de la fraction fine (< 2 mm) du sol pour ne pas tenir compte des éléments grossiers non impliqués dans sa disponibilité. Il est cependant nécessaire d’inclure ces éléments grossiers dans le volume afin de ne pas surestimer la quantité totale de cet élément pour une surface donnée !

Figure 5. Densité apparente selon la classe texturale (d’après Alexander, 2014)
b. Macrostructure
Structures en agrégats (pédiques)
La première structure concerne des agrégats, nommés « ped », d’argiles minéralogiques et de matière organique chargées négativement associées entre elles par des cations floculants (Al3+, Ca2+, Mg2+ ou Fe2+). Les agrégats organo-minéraux ont un turn-over plus court favorisé par l’activité biologique. La molécule H2O peut également intervenir dans la floculation des argiles gonflantes ce qui donne généralement des agrégats prismatiques à fentes de dessiccation. On distingue :
- agrégats minéraux (prismatique) : en plaquettes (allongement horizontal), en colonne (allongement vertical), ou cubique,
- agrégats mixtes : polyédrique (angles émoussés, faces peu nettes),
- agrégats organo-minéraux : grumeleux (formées des boulettes fécales), floconneux, sphérique.
Structures sans agrégats (apédiques)
Il s’agit des sols à faible association entre les particules (e.g. sols sableux). On y retrouve des structures meubles ou particulaires. Il peut aussi exister des matériaux précipités (e.g. carbonates, oxyhydroxydes de Fe, etc.) donnant des structures massives ou construites. La présence de matière organique peut donner des structures feuilletées ou fibreuses.

Les structures apédiques ont une activité biologique et une porosité totale moins importantes que les structures pédiques. La répartition entre les grains est plus homogène. Les principales structures sont les présentées sur la Figure 6.
Figure 6. Principaux types d’agrégats structuraux :
lamellaire (a), cubique (b), en plaquette (c),
prismatique (d), columnaire (e), polyédrique (f),
subangulaire ou nuciforme (g), grumeleuse (h)
et grenue (i) (d’après Maignien, 1969)

c. Microstructure
La microstructure, de dimensions minéralogiques, donne des informations sur les processus pédologiques impliqués : e.g. migration des argiles s’accumulant au-dessus des grains de quartz créant une couche de cutane, précipitation d’oxyhydroxydes de Fe autour des grains de quartz, décoloration, présence de tâches… La structure du sol évolue avec le temps et les conditions climatiques. Pour évaluer sa stabilité, il faut étudier son évolution vis-à-vis des contraintes (pression, humidité…). Si ces contraintes sont réversibles, la structure est dite stable. Dans le cas contraire, la structure est irréversible, comme le cas du phénomène de battance (nivellement des mottes par les gouttes de pluie entraînant un alignement des particules limoneuses s’opposant à la pénétration de l’eau dans le sol) ou le phénomène de semelle de labour par les machines agricoles empêchant l’enracinement.
3. L’eau du sol
L’eau présente dans le sol constitue la majeure partie de la solution du sol. Elle a divers intérêts tant physiques (structure du sol, oxydoréduction, hydratation) que chimiques (transport d’ions nutritifs ou de contaminants). Cette solution est en équilibre physique et thermodynamique avec son environnement. En surface, cet état d’équilibre peut être différent que celui en profondeur avec un gradient croissant d’humidité avec la profondeur. Deux propriétés caractérisent l’eau dans le sol : la circulation (hydraulique des milieux non saturés) et la rétention (quantité d’eau) d’eau.
a. Différentes formes d’eau
Selon la place occupée, les molécules d’eau du sol ne sont pas soumises aux mêmes forces et peuvent être ou non mobilisables par les plantes. On distingue trois grandes fractions d’eau du sol (Figure 7) :
- l’eau gravitaire (eau libre) : fraction d’eau de la macro- et mésoporosité du sol se déplaçant vers le bas sous l’effet de la gravité,
- l’eau de rétention :
- l’eau capillaire : fraction d’eau de la microporosité du sol soumise à la tension superficielle et circulant selon les variations de la nappe ; elle est mobilisable par les végétaux (1–100 µm),
- l’eau adsorbée (eau pelliculaire, hygroscopique ou liée) : fraction d’eau soumise aux forces électriques avec les particules du sol ; elle n’est pas mobilisable par les végétaux mais uniquement par centrifugation (< 0,2 ou 1 µm selon les définitions),
- l’eau de constitution (eau d’hydratation) : eau présente à l’intérieur des particules de sol ; elle n’est mobilisable par aucun processus physique.
Figure 7. Différentes formes d’eau dans le sol
b. Circulation hydrique
Potentiel hydrique
Le mouvement de l’eau dans le sol est conditionné par la différence d’énergie potentielle entre deux points. Le potentiel hydrique (Ψ) résulte de la combinaison de plusieurs composantes :
- le potentiel osmotique (Ψo) : lie les molécules d’eau aux solutés alentours (négligeable pour les sols non salés),
- le potentiel matriciel (Ψm) : résulte de l’effet combiné des forces d’adsorption et de capillarité,
- le potentiel hydrostatique (Ψh) : résulte de la pression de la colonne d’eau,
- le potentiel gravitaire (Ψg) : entraîne l’eau gravitaire de la subsurface du sol vers les couches plus profondes.

Le potentiel matriciel traduit la capacité à extraire l’eau de la microporosité du sol (i.e. la succion), c’est-à-dire l’énergie nécessaire à fournir à une unité de volume d’eau pour passer de l’état d’eau adsorbée à gravitaire. Il se mesure en hauteur d’eau (cm), mais on peut aussi rencontrer des unités de pression (MPa). Il se calcule selon la formule :
Peau
Ψm =  –
× 100 
ρ∙g
Ψm : potentiel matriciel (cm)
Peau : pression d’eau par rapport à la pression atmosphérique (Pa)
ρ : masse volumique du sol (kg∙m−3)
g : pesanteur (g = 9,80665 m∙s−2)

Le potentiel matriciel est dépendant du diamètre de la porosité (Tableau 4). Au vu de l’étendue des valeurs, on exprime généralement ce potentiel en échelle logarithmique pF :
Tableau 4. Correspondance des valeurs de potentiel matriciel selon le diamètre de la porosité
diamètre (µm) Ψm (MPa) Ψm (cm) pF
60 −0,005 50
1,7
6 −0,05 500 2,7
0,6 −0,5 5 000 3,7
pF = log(Ψm)
pF : potentiel matriciel (sans dimension)
Ψm : potentiel matriciel (cm)

Le potentiel matriciel d’une eau libre étant de 0 cm∙cm−1, son pF n’existe pas. La limite de mobilisation de l’eau par les plantes (limite entre eau capillaire et eau adsorbée) est atteinte à pF = 4,2. La connaissance du potentiel matriciel permet d’estimer les mouvements d’eau dans le sol au niveau racinaire. La rétention en eau dépend de la texture, la teneur en matière organique ou encore la saison (pour les argiles gonflantes). Par exemple, un sol argileux est plus riche en eau liée, alors qu’un sol sableux a davantage d’eau gravitaire.
Perméabilité
La perméabilité, ou conductivité hydraulique, correspond à la capacité d’un sol à permettre le transfert d’eau horizontal et vertical. Elle varie en moyenne entre 1 et 5 cm∙h−1 ; un sol est considéré comme imperméable lorsqu’elle est inférieure à 0,5 cm∙h−1. La perméabilité dépend fortement de la texture (plus élevée pour les sols à texture grossières ; Figure 8) et de la profondeur (tend à diminuer avec la profondeur en lien avec la réduction de la porosité) du sol.
Figure 8. Perméabilité selon la classe
texturale (d’après USDA, 2013)

c. Contenu en eau
Humidité
L’humidité caractérise la quantité d’eau dans un sol. Elle se mesure par unité de volume (humidité volumique, θ) ou de masse (humidité massique, h) en comparaison aux valeurs sèches (à 105 °C) :
(      )
V – V'
θ =
× 100 
V
(      )
m – m'
h =
× 100 
m
θ : humidité volumique (%)
V : volume frais (m3)
V’ : volume sec (m3)
h : humidité massique (%)
m : masse fraîche (g)
m’ : masse sèche (g)

L’humidité volumique à saturation varie selon la nature du sol : 35–50 % pour un sol sableux, 40–60 % pour un sol limoneux, et 30–65 % pour un sol argileux (selon le type d’argile et le mode d’assemblage). On peut ainsi déterminer le stock d’eau (S) selon la formule :
S = e ∙ θ
S : stock d’eau (mm)
e : épaisseur du sol (mm)
θ : humidité volumique (%)

Remarque
L’humidité volumique (ou massique) ramenée au volume (ou à la masse) frais permet de faciliter les calculs, alors que cette même humidité ramenée au volume (ou à la masse) sec permet une plus grande stabilité dans le temps et donc une meilleure interprétation des résultats.

Disponibilité en eau
La disponibilité en eau du sol réside sur le transfert sol–plante, résultant du potentiel matriciel. Plusieurs stades décrivent cette disponibilité :
- le point de saturation (θs, Figure 9 a) : capacité maximale d’eau qu’un sol peut accueillir dans sa porosité (i.e. eaux de rétention et eau gravitaire, Ψm ≈ 0 cm) ; atteint après une pluie intense,
- la capacité de rétention (θmax, Figure 9 b) : capacité d’eau n’incluant que l’eau retenue par le sol (eau de rétention) après la perte totale d’eau gravitaire ; période de transition contenant les meilleures conditions pour les plantes (pF = 2,5),
- la capacité au champ (θc) : capacité de rétention mesurée in situ ; atteint après un à deux jours suivant une pluie intense,
- le point de flétrissement (θf, Figure 9 c) : capacité n’incluant que l’eau adsorbée après la perte totale d’eau capillaire ; on distingue le point de flétrissement permanent (θfp) provoquant un flétrissement végétal irréversible (pF = 4,2) et le point de flétrissement temporaire (θft) provoquant un flétrissement réversible (pF = 4,0),
- le point d’hygroscopicité (θh) : capacité atteinte dans des conditions d’aridité extrême lorsque le stock d’eau adsorbée diminue (pF = 6–7).
Figure 9. Humidité volumique selon la classe texturale : point de saturation (a), capacité de rétention (b) et point de flétrissement (c) (d’après Twarakavi et al., 2010)
À partir de ces paramètres, il est possible de calculer simplement la quantité d’eau stockée par le sol utilisable par les végétaux sous forme de réserve utile (RU) et de réserve facilement utilisable (RFU), représentées en Figure 10 :
- en fraction massique ou volumique :
RU = θc – θfp
RFU = θc – θft
RU : réserve utile (%)
RFU : réserve facilement utilisable (%)
θc : capacité au champ (%)
θfp : point de flétrissement permanant (%)
θft : point de flétrissement temporaire (%)

- en hauteur d’eau :
(      )
θc – θfp
RU =
× e × da 
100
(      )
θc – θft
RFU =
× e × da 
100
RU : réserve utile (m)
RFU : réserve facilement utilisable (m)
θc : capacité au champ (%)
θfp : point de flétrissement permanant (%)
θft : point de flétrissement temporaire (%)
e : hauteur racinaire (m)
da : densité apparente du sol (sans dimension)

Figure 10. Taux d’humidité remarquables et indices pratiques en agronomie
4. Capacité d’échange du sol
a. Définitions
La capacité d’échange cationique (CEC) et la capacité d’échange anionique (CEA) correspondent à la quantité maximale d’ions (respectivement cations ou anions) échangeables qu’un sol peut adsorber. Ces échanges s’effectuent entre la solution du sol et les sites de surface du complexe argilo-humique par des réactions d’adsorption et de désorption (Figure 11). L’ensemble CEC et CEA est le complexe d’échange (quantité totale d’ions pouvant être échangés dans un sol).
Capacité d’échange cationique
Dans le sol, les charges négatives proviennent des argiles avec leurs substitutions isomorphiques (remplacement de cations du sol par d’autres cations de valence plus faible) et de la matière organique sur des sites de surfaces chargés tels que les sites acides carboxyliques. Il existe deux types de CEC : 
- la CEC potentielle ou totale (CEC s.s. ou T) mesurée à pH tamponné (pH 7), 
- la CEC effective (CECE) mesurée au pH du sol et correspondant à la somme des : 
     - cations alcalins et alcalino-terreux : Ca2+, Mg2+, K+ et Na+ (appelé S), 
     - cations acides : H+ et Al3+

Dans un sol acide, la CECE est nettement plus faible que la CEC du fait de la présence de cations acides. La différence CECE − S représente donc l’acidité d’échange du sol en ne mesurant que ces cations acides.
Figure 11. Complexe argilo-humique et interactions avec les cations environnants
Remarque
L’utilisation des termes « cation basique » et « base échangeable » sont incorrectes. En effet, ces cations ne sont pas des « bases » au sens acido-basique du terme.

L’adsorption des différents cations du sol est fonction de sa concentration, de sa valence (plus il est chargé, plus il sera lié) et de son hydratation (à valence égale, les ions les moins hydratés sont les plus absorbés : K+ > Na+). De plus, l’ion Ca2+ a une forte affinité avec la matière organique et les substances humiques. Les ions pouvant donc s’absorber sur le complexe d’échange sont (par ordre croissant de fixation) : Na+ < NH4+ < K+ < H+ < Mg2+ < Ca2+ < Al3+ < autres métaux divalents. Ceci étant dit, un ion dominant en termes de concentration sera préférentiellement présent sur le complexe d’échange ; la compétition l’emporte sur l’affinité (Tableau 5).
Tableau 5. Teneur moyenne des principaux cations de la CEC
cation teneur (%)
Ca2+ 65–70
Mg2+ 15–20
K+ 5
Na+ < 5
La CEC mesure l’ensemble des concentrations molaires individuelles. De plus, l’unité tient compte de la valence de chaque ion (équivalent, eq). Elle peut varier de quelques meq 100 g−1 dans un sol sableux à plusieurs centaines de meq∙100 g−1 dans un sol argileux ou organique avec davantage de réactivité. La plupart des sols de nos régions ont des CEC de l’ordre de 15 à 25 meq∙100 g−1. En dessous de 10 meq∙100 g−1, le sol a une CEC dite faible.
Remarque
Les valeurs de CEC sont données en équivalents (eq) ou en moles de charge (molc : mol+ pour les cations et mol pour les anions) : meq∙100 g−1 ou mmolc∙100 g−1 ou encore cmolc∙kg−1. Le passage des mol à eq ou molc prend en compte la charge de l’ion considéré, en divisant sa valeur par la valence de l’ion. Par exemple, 1 mol de K+ pèse 39 g (M(K+) = 39 g∙mol−1) alors que 1 mol de Ca2+ pèse 20 g (M(Ca2+) = 40 g∙mol−1).
Capacité d’échange anionique
La faible présence de sites à charges positives comparés aux sites à charges négatives rend la CEA moins utilisée en pédologie. Elle est particulièrement négligeable à pH > 5. Elle compte néanmoins des anions tels que PO43- et SO42- qui peuvent être fixés sur les cations de la CEC, les oxyhydroxydes métalliques, le calcaire actif, ou parfois même sur des sites à charges positives d’argiles ou d’acides humiques.
b. Taux de saturation
À partir de ces différents paramètres, il devient possible d’en déduire le taux de saturation (V), rendant compte de l’état actuel du complexe d’échange par rapport à sa capacité maximale. Il se mesure selon la formule suivante :
S
V =
× 100 
T
V : taux de saturation (%)
S : somme des alcalins et alcalino-terreux (cmolc∙kg−1)
T : capacité d’échange cationique (cmolc∙kg−1)

Cependant, le taux de saturation varie selon le type de CEC (CEC s.s. ou CECE). Seule la prise en compte du pH du sol (S/CECE) rend compte de l’état actuel du complexe d’échange.

Un sol est dit saturé lorsque S = T. Aucun ion acide n’est présent, comme par exemple un sol à forte réserve calcique. Pour les autres sols, on admet en pratique la saturation d’un sol à des taux de 85–90 %. Dans le cas contraire, le sol est dit désaturé, laissant les ions acides prendre de l’importance à la surface du complexe d’échange.
c. Signification de la capacité d’échange
Les ions échangeables sont en équilibre constant avec la solution du sol. Un changement de composition en éléments ioniques dans la solution de sol entraînera automatiquement une modification des éléments adsorbés à la surface des particules. La CEC est plus importante pour les sols argileux ou riches en matière organique que pour les sols sableux. À ce niveau, il existe des charges :
- permanentes : indépendantes du pH (argiles à substitution comme la smectite et la vermiculite),
- variables : dépendantes du pH, augmentent avec celui-ci (toujours négatives pour les argiles et la matière organique, négatives ou positives pour les oxyhydroxydes) et expliquant la variation de la CECE en fonction du pH.
Remarque
Les changements variables n’affectent pas tous les phyllosilicates : ce sont les OH, présents au niveau des couches octaédriques, qui sont responsables des charges variables ! La nature des argiles est donc importante et notamment l’enchaînement des couches tétraédriques-octaédriques !
En région tempérée, la charge nette du sol est négative, contrairement aux sols tropicaux où la charge nette est plus équilibrée par l’existence de matière organique et d’oxyhydroxydes, et la faible présence d’argile à charge permanente. La CEC des sols tropicaux est donc plus faible et, a contrario, leur CEA, plus élevée.

Ainsi, pour les composés organiques, la CEC augmente avec le degré d’oxydation. En effet, plus le degré d’oxydation est élevé, plus il y a de groupements carboxyliques. Les cations (cations nutritifs, cations acides, métaux) sont retenus sélectivement selon leur valence : plus ils sont chargés, moins ils sont retenus. Il existe aussi des sites d’échange spécifiques pour lesquels l’accessibilité est limitée à certains ions.
d. Sodicité
L’un des cations mentionnés plus haut – Na+ – tient une place importante dans certains sols, en particulier en milieu littoral. Ces sols sont dits sodiques. En excès, cet élément peut avoir de sévères conséquences sur les plantes et les sols ; il est capable de déstructurer les sols en agissant sur la répulsion des argiles entre elles, ce qui rend le sol imperméable et entrave la pénétration racinaire. La sodicité mesure la proportion de Na+ échangeables par rapport à l’ensemble des cations échangeables selon la formule suivante (Tableau 6) :
Na+éch
sodicité =
× 100 
CEC
Dans les sols acides, Al3+ et Mn2+ peuvent être considérés dans la liste des cations basiques.
Tableau 6. Échelle de sodicité des sols
sodicité (%) qualificatif
< 5 sodicité faible
5–15 sodicité moyenne
> 15 sodicité forte
5. pH du sol
a. Définitions
Le potentiel hydrogène (pH) se définit par la concentration en protons H+ dans la solution de sol selon la formule suivante :
pH = − log [H+]
pH : potentiel hydrogène (sans dimension)
[H+] : concentration en ions H+ (mol∙L−1)

Le pH du sol est un contre-sens puisqu’il n’est pas possible de mesurer le pH d’un solide, en l’occurrence le sol. En réalité, la mesure est réalisée dans la solution de percolation en équilibre avec un échantillon de sol pour rendre compte de l’état du complexe argilo-humique (Tableau 7). La détermination du pH peut se faire soit directement dans la solution de sol (prélevé au lysimètre), soit indirectement en faisant percoler une solution à un échantillon de sol.
La détermination indirecte s’effectue selon différents protocoles sur terre fine séchée à 105 °C, avec différentes solutions de percolation (H2O pure, KCl 1 N ou CaCl2 1 N). Le pH(H2O) correspond approximativement au pH que l’on a dans les eaux de percolation du sol, quelque peu sous-estimé, et permet de définir le sol comme acide, neutre ou basique par rapport à une étude à court terme comme les processus liés aux relations sol-plante. Les pH(KCl) et pH(CaCl2) se rapprochent, quant à eux, de l’acidité potentielle en diminuant le pH. En effet, l’ajout de KCl ou CaCl2 libère les H+ dans la solution du sol chassés du complexe argilo-humique par les K+ ou Ca2+. La différence entre ces deux pH permet de déterminer l’acidité d’échange (ou acidité de réserve) comprise entre 0,2 et 1,5 unité pH (faible si < 0,5, moyenne si compris entre 0,5 et 1, forte si > 1). Ce dernier pH est théorique et permet de connaître la valeur limite vers laquelle peut tendre un sol en cas de processus d’acidification. Il intègre donc les propriétés physico-chimiques du sol et illustre le long terme.
Tableau 7. Gamme de pH du sol
pH qualificatif
< 3,5
hyper-acide
3,5–4,2 très acide
4,2–5,0 acide
5,0–6,5 peu acide
6,5–7,5 neutre
7,5–8,7 basique
> 8,5 très basique
b. Acidité du sol
Le pH d’un sol peut varier dans l’espace et évoluer dans le temps reflétant plusieurs processus (Tableau 8). De façon générale, un sol a une tendance naturelle à l’acidification pour plusieurs raisons :
- acidification des précipitations arrivant au sol (pH = 5–6) par réaction avec le CO2 atmosphérique :
CO2 + H2O = H+ + HCO3-
- production de CO2 dans le sol par la respiration racinaire et la décomposition de la matière organique,
- production d’acides organiques par la décomposition de la matière organique,
- la lixiviation des éléments nutritifs sur le complexe argilo-humique favorisant le remplacement de ceux-ci par les H+.

Il influence un certain nombre de paramètres dans le sol, tel que la disponibilité des éléments nutritifs pouvant rendre un sol totalement infertile (Figure 12). Par exemple, la complexation de Al3+ sous forme d’hydroxydes de Al (comme la gibbsite Al(OH)3) est rendue possible à des pH proches de 4 selon la réaction suivante :
sol–Al3+ + 3 H2O = sol + 3 H+ + Al(OH)3
Les hydroxydes de Fe peuvent également se former pour des pH plus faibles (pH ≈ 2).

Bien que la majorité des plantes préfèrent la neutralité, il existe certains végétaux comme le maïs, le blé ou la tomate, par exemple, qui poussent mieux dans un sol légèrement acide. En agronomie, un sol optimal a donc un pH proche de la neutralité à tendance acide.
Tableau 8. pH de sols types
type de sol pH
podzol
hyper-acide
luvisol très acide
chernoserm acide
sol carbonaté peu acide
sol salin ou alcalin neutre
sol sodique basique
Figure 12. Influence du pH du sol sur la dispo-nibilité des nutriments
c. Pouvoir tampon et acidification
Le sol présente néanmoins une résistance naturelle contre la variation du pH : c’est le pouvoir tampon. Il est d’autant plus fort que le sol possède une capacité d’échange cationique importante à travers les colloïdes argilo-humiques et les argiles favorisant la réserve d’ions nutritifs. Les carbonates (CaCO3) des sols calcaires et la chaux (CaO) servent de réserve de Ca2+ pour la CEC, qui peut neutraliser les acides du sol :
CaCO3 + H+ = Ca2+ + H2O + CO2
CaO + 2 H+ = Ca2+ + H2O
sol–Ca2+ + 2 H2O = sol–H2 + Ca(OH)2
Mais peu à peu, les ions acides tentent de se substituer aux ions Ca2+ ainsi libérés, soit par simple équilibre chimique, soit par hydrolyse.

Les éléments Al et Fe peuvent également être capables de complexer des acides, tels que H2SO4 :
Al(OH)3 + H2SO4 = AlOHSO4 + 2 H2O
2 Fe(OH)3 + 4 H2SO4 = 2 FeS2 + 15/2 O2 + 7 H2O
Les hydroxydes de Fe peuvent également se former pour des pH plus faibles (pH ≈ 2).

Pour les sols ni carbonatés, ni riches en Al/Fe, il est possible d’observer un effet tampon par les ions basiques (i.e. dépendant une fois de plus de la CEC), tels que K+ :
sol–K+ + HNO3 = sol–H+ + KNO3
La nature des cations basiques n’influence pas le pH, sauf pour l’ion Na+ présent dans les sols salsodiques qui augmentent le pH par hydrolyse et pouvant dépasser 9 :
sol–Na+ + H2O = sol–H+ + NaOH
6. Potentiel d’oxydoréduction du sol
Le potentiel d’oxydoréduction (Eh) mesure le potentiel électrique issu du transport des électrons dans la solution du sol. Il agit sur l’état d’oxydoréduction des éléments chimiques, et donc sur leur spéciation et leur biodisponibilité, à travers les réactions d’oxydation (libération d’électrons) ou de réduction (gain d’électrons).

Le potentiel d’oxydoréduction est sensible aux changements du régime hydrique du sol comme, par exemple, les remontées de nappe. Le sol au contact de l’air (oxique) se réduit lors d’une remontée d’eau (anoxique), et réciproquement, provoquant des nombreux changements de colorations. Nous pouvons entre autres citer les tâches d’oxydation de la matière organique ou encore une alternance de coloration rouge par l’oxydation de Fe (Fe3+ ferrique) ou bleu par sa réduction (Fe2+ ferreux) dans les horizons concernés.
7. Conductivité du sol
La conductivité mesure la capacité de transmettre le courant électrique dans un milieu. Plusieurs paramètres influencent cette valeur : valence et taille des ions qui favorisent la conduction, sphère d’hydratation qui la fait freiner (e.g. Ca2+ et K+ sont des ions secs donc plus rapides que Na+). La conductivité est donc directement liée au pH et à la CEC : à pH élevé, les cations nutritifs sont majoritaires et conduisent davantage le courant électrique qu’à faible pH où ces ions sont échangés avec H+ conduisant faiblement le courant.

La conductivité est mesurée en µS∙cm−1 et se situe entre quelques dizaines de µS∙cm−1 à plusieurs centaines de µS∙cm−1 pour les sols carbonatés, voire plusieurs milliers de µS∙cm−1 pour les sols salés ou les sols riches en fertilisants.
Références
Alexander E.B. (2014). Soils in natural landscapes. CRC Press, Boca Raton, FL. 322 p.
Maignien R. (1969). Manuel de prospection pédologique. ORSTOM, Paris. 132 pp.
Twarakavi N.K.C., Šimůnek J., Schaap M.G. (2010). Can texture-based classification optimally classify soils with respect to soil hydraulics? Water Resources Research 46: W01501.
USDA (2013). National soil survey handbook, Soil properties and qualities, 430-VI. U.S. Department of Agriculture, Natural Resources Conservation Service, Lincoln, NE. 156 p.