La quantité et la disponibilité de l'eau (eau disponible pour les plantes) dans le sol sont importantes pour les racines des plantes et les organismes vivant dans le sol. Pour décrire la quantité d'eau dans le sol, nous utilisons le terme de teneur en eau. Pour décrire l'eau disponible pour les plantes, on parle de potentiel hydrique. En thermodynamique, la teneur en eau serait la variable extensive et le potentiel hydrique la variable intensive. Les deux sont nécessaires pour décrire correctement l'état de l'eau dans le sol et les plantes. Outre la description de l'état de l'eau dans le sol, il peut également être nécessaire de savoir à quelle vitesse l'eau se déplace dans le sol. Pour cela, nous devons connaître la conductivité hydraulique. D'autres paramètres importants du sol sont l'espace poreux total, la limite supérieure drainée pour l'eau du sol et la limite inférieure de l'eau disponible dans un sol. Comme ces propriétés varient considérablement d'un sol à l'autre, il serait utile d'établir des corrélations entre ces paramètres très utiles et des propriétés facilement mesurables telles que la texture et la densité apparente du sol. Cet article présentera les informations nécessaires à l'élaboration de modèles simples des processus de l'eau dans le sol.
La quantité d'eau dans le sol est décrite comme la teneur en eau. Cette teneur peut être décrite sur la base de la masse ou du volume. La teneur en eau basée sur la masse est la masse d'eau perdue par un échantillon de sol, lorsqu'il est séché à 105 °C, divisée par la masse du sol sec. Cette définition est utile pour déterminer la teneur en eau en laboratoire, mais n'est pas particulièrement utile pour décrire la quantité d'eau sur le terrain. Dans ce cas, la teneur en eau basée sur le volume est plus utile. Il s'agit du volume d'eau retenu par unité de volume de sol. Si w est la teneur en eau massique et θ la teneur en eau volumique, alors
où ρb et ρw sont la densité apparente et la densité de l'eau. La densité apparente du sol est la masse de sol sec divisée par le volume du sol. La densité de l'eau est de 1 Mg/m3. Dans les sols minéraux, la densité apparente a généralement une valeur comprise entre 1,1 et 1,7 Mg/m3. La teneur en eau volumétrique est donc généralement supérieure à la teneur en eau massique. Vous pouvez considérer θ comme la fraction du volume du sol absorbée par l'eau. La fraction absorbée par les solides peut être calculée à partir de la densité apparente
où ρs est la densité des solides du sol. Elle a généralement une valeur d'environ 2,65 Mg/m3. L'espace poreux total du sol est égal à 1 - fs. Lorsque le sol est complètement saturé d'eau, sa teneur en eau est la teneur en eau de saturation, ρs. Elle peut être calculée à partir de la densité apparente comme suit
L'eau contenue dans le sol n'est pas disponible de la même manière pour les plantes, les microbes et les insectes. Une façon de déterminer l'eau disponible pour les plantes est de mesurer le potentiel hydrique. Le potentiel hydrique est l'énergie potentielle par unité de masse d'eau. L'eau contenue dans le sol est retenue par des forces d'adhésion à la matrice du sol, est soumise à l'attraction gravitationnelle et contient des solutés qui réduisent son énergie par rapport à l'énergie de l'eau pure et libre. Les organismes vivants doivent donc dépenser de l'énergie pour éliminer l'eau du sol. Le potentiel hydrique est une mesure de l'énergie par unité de masse d'eau qui est nécessaire pour retirer une quantité infinitésimale d'eau du sol et la transporter jusqu'à un bassin de référence d'eau pure et libre. Étant donné qu'il faut généralement de l'énergie pour éliminer l'eau, le potentiel hydrique est généralement une quantité négative. L'énergie potentielle par unité de masse est exprimée en J/kg. L'énergie par unité de volume est exprimée en J/m3, ou N/m ou Pa. Nous préférons nettement J/kg, mais on voit souvent le potentiel de l'eau indiqué en kPa ou en MPa. Un J/kg est numériquement presque égal à 1 kPa.
Si de nombreux facteurs influencent le potentiel hydrique, le plus important dans un contexte biologique est généralement le potentiel matriciel. Il résulte de l'attraction de l'eau par la matrice du sol et dépend donc fortement des propriétés de la matrice et de la quantité d'eau qu'elle contient. Regardez la vidéo pour comprendre comment cela fonctionne.
La figure 1 présente des courbes de libération d'humidité ou des caractéristiques d'humidité typiques pour les sols sableux, limoneux et argileux. Les argiles, en raison de la taille plus petite de leurs pores et de la surface plus importante de leurs particules, abaissent davantage le potentiel hydrique à une teneur en eau donnée que les sables et les sols limoneux. Les caractéristiques d'humidité telles que celles de la figure 1 sont linéaires lorsque le logarithme du potentiel hydrique est tracé en fonction du logarithme de la teneur en eau. L'équation décrivant ces courbes est la suivante
où ψm est le potentiel matriciel, θ la teneur en eau volumétrique, ψe le potentiel d'entrée dans l'air du sol et b une constante. Le potentiel d'entrée dans l'air et la teneur en eau à saturation sont parfois combinés en une seule constante, a, ce qui donne
donc
Le potentiel de pénétration dans l'air et la valeur b dépendent de la texture et de la structure du sol. La texture du sol peut être spécifiée en utilisant le nom d'une classe texturale, comme le limon ou le limon sableux fin, en tant que fractions de sable, de limon et d'argile, ou en tant que diamètre moyen des particules et écart type des diamètres des particules. Ce dernier est le plus utile pour déterminer les propriétés hydrauliques. Nous utiliserons la densité apparente ou l'espace poreux total comme mesure de la structure du sol.
Shiozawa et Campbell (1991) donnent les relations suivantes pour convertir les mesures des fractions de limon et d'argile en diamètre moyen géométrique des particules et en écart type
et
où mt et my sont les fractions de silt et d'argile dans l'échantillon, dg est la moyenne géométrique du diamètre des particules en µm, et σg est l'écart-type géométrique.
Les relations entre les propriétés hydrauliques et la texture et la structure du sol sont, à l'heure actuelle, assez incertaines, même si de nombreuses recherches ont été effectuées dans ce domaine. Les équations suivantes sont dérivées en partie de la théorie et en partie de l'ajustement empirique d'ensembles de données provenant d'un certain nombre d'endroits. La dépendance du potentiel de pénétration dans l'air par rapport à la texture et à la densité apparente peut être calculée comme suit
où θs est tiré de l'équation 3 et dg de l'équation 6.
L'exposant, b, peut être estimé à partir de
Le tableau 1 énumère les douze classes de texture des sols et donne les fractions approximatives de limon et d'argile pour le centre de chaque classe. Il indique ensuite les valeurs de dg, σg, ψe et b pour chaque classe.
L'eau se déplace rapidement dans le sol lorsque la teneur en eau est élevée, principalement en raison de l'attraction vers le bas exercée par la gravité et de la conductivité hydraulique élevée d'un sol presque saturé. Cependant, lorsque l'eau s'écoule du sol, la conductivité hydraulique diminue rapidement et la vitesse de déplacement ralentit. Le mouvement descendant de l'eau sous l'influence de la gravité devient très faible lorsque le potentiel de l'eau se situe entre -10 et -33 J/kg. L'eau à des potentiels inférieurs à ces valeurs est donc retenue dans la zone des racines et est disponible pour l'absorption par la plante (eau disponible pour la plante). La teneur en eau lorsque le potentiel matriciel est compris entre -10 et -33 J/kg (-10 pour les sables ; -33 pour les argiles) est la teneur en eau de la capacité au champ(θfc), ou la limite supérieure drainée. Il s'agit de la teneur en eau que l'on s'attendrait à trouver si un profil de sol était mouillé par une forte pluie ou une irrigation, couvert et laissé au repos pendant deux ou trois jours. En d'autres termes, il s'agit de la teneur en eau la plus élevée que l'on s'attend généralement à trouver dans un sol de champ, sauf juste après l'ajout d'eau.
Les valeurs de la teneur en eau à -33 J/kg ont été calculées à l'aide de l'équation 4 pour chacune des textures, en supposant que ρs = 0,5, et sont indiquées dans le tableau 1.
| Texture | Limon | Argile | dg(μm) | σg | ψe (J/kg) | b | ks (kg s m-3) |
θ-33 (m3m-3) |
θ-1500 (m3m-3) |
θav (m3m-3) |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Sable | 0.05 | 0.03 | 210.96 | 4.4 | -0.34 | 1.6 | 0.00211 | 0.03 | 0.00 | 0.03 |
| Sable limoneux | 0.12 | 0.07 | 121.68 | 8.7 | -0.45 | 2.7 | 0.001217 | 0.10 | 0.02 | 0.08 |
| Loam sableux | 0.25 | 0.10 | 61.62 | 12.2 | -0.64 | 3.7 | 0.000616 | 0.17 | 0.06 | 0.11 |
| Loam sablo-argileux | 0.13 | 0.27 | 25.14 | 28.6 | -1.00 | 7.7 | 0.000251 | 0.32 | 0.19 | 0.12 |
| Terreau | 0.40 | 0.18 | 19.81 | 16.4 | -1.12 | 5.5 | 0.000198 | 0.27 | 0.14 | 0.14 |
| Sandy Clay | 0.07 | 0.40 | 11.35 | 40 | -1.48 | 11.0 | 0.000113 | 0.38 | 0.27 | 0.11 |
| Loam limoneux | 0.65 | 0.15 | 10.53 | 9.6 | -1.54 | 5.0 | 0.000105 | 0.27 | 0.13 | 0.14 |
| Limon | 0.87 | 0.07 | 9.12 | 4.1 | -1.66 | 4.1 | 9.12e-05 | 0.24 | 0.10 | 0.15 |
| Argile Loam | 0.34 | 0.34 | 7.09 | 23.3 | -1.88 | 8.4 | 7.09e-05 | 0.36 | 0.23 | 0.13 |
| Loam limono-argileux | 0.58 | 0.33 | 3.34 | 11.4 | -2.73 | 7.7 | 3.34e-05 | 0.36 | 0.22 | 0.14 |
| Argile limoneuse | 0.45 | 0.45 | 2.08 | 13.9 | -3.47 | 9.7 | 2.08e-05 | 0.40 | 0.27 | 0.13 |
| Argile | 0.20 | 0.60 | 1.55 | 23.0 | -4.02 | 12.6 | 1.55e-05 | 0.42 | 0.31 | 0.11 |
Notez que les sables se drainent jusqu'à quelques pour cent d'humidité à la capacité au champ, tandis que les sols à texture plus fine peuvent avoir des teneurs en eau supérieures à 0,3 m3m-3. Cependant, toutes les teneurs en eau à la capacité au champ sont bien inférieures à la saturation. Les valeurs indiquées dans le tableau peuvent devoir être ajustées pour représenter ce que l'on trouverait sur le terrain, car la densité apparente a tendance à dépendre de la texture. Les sables ont tendance à avoir des densités apparentes élevées (1,6 Mg/m), tandis que les sols à texture plus fine ont tendance à avoir des densités apparentes plus faibles. Le point de flétrissement permanent (PFP) ne signifie pas que la plante est tuée par des potentiels d'eau dans cette gamme. Cela signifie que la plante ne se remettra pas du flétrissement à moins que de l'eau ne soit appliquée. De nombreuses espèces sont capables d'extraire l'eau du sol à des potentiels hydriques bien inférieurs à -1500 J/kg, et une extraction rapide de l'eau du sol rendra l'eau indisponible pour une plante maintenue à des potentiels bien supérieurs à -1500 J/kg. La valeur fournit cependant une limite inférieure approximative pour la teneur en eau du sol à partir duquel les plantes extraient de l'eau. Les valeurs de θpwp sont également indiquées dans le tableau 1 pour θs= 0,5.
L'eau disponible pour les plantes est définie comme l'eau contenue dans le sol entre la capacité au champ et le flétrissement permanent. Ces valeurs sont également indiquées dans le tableau 1. Les valeurs sont faibles pour les sols à texture grossière, mais tendent à être assez uniformes pour les autres textures de sol, même si les valeurs de la capacité au champ et du point de flétrissement permanent varient considérablement. Il convient toutefois de faire preuve de prudence dans l'utilisation des valeurs indiquées dans le tableau.
Comme la capacité au champ et le point de flétrissement permanent peuvent tous deux être calculés à partir des paramètres de base du sol, il est logique qu'ils soient corrélés. La figure 2 montre la teneur en eau du flétrissement permanent pour les douze classes de texture en fonction de la teneur en eau de la capacité au champ. La corrélation est bonne et les données sont bien ajustées par un polynôme de second ordre. En pratique, il suffit de connaître l'une ou l'autre de ces variables, et l'autre peut être trouvée à partir de la relation entre les deux.
Les teneurs en eau de -33 et -1500 J/kg (1/3 et 15 bar) sont souvent disponibles à partir des données de l'étude du sol. Si elles sont connues, nous pouvons trouver a et b dans l'équation 5.5. En prenant les logarithmes des deux côtés de l'équation 5.5, on obtient ln ψm = ln a-b ln θ. En substituant θfc = 33 et θpwp = 1500 et leurs teneurs en eau correspondantes (utilisez des nombres positifs pour ψm lorsque vous prenez les logarithmes ; vous ne pouvez pas prendre le logarithme d'un nombre négatif), vous obtenez deux équations à deux inconnues, b et a, que vous pouvez résoudre simultanément pour obtenir les deux paramètres.
Assurez-vous que les valeurs de θfc et θpwp que vous utilisez sont des teneurs en eau volumétriques. La plupart des données de laboratoire sont des teneurs en eau massiques car elles sont mesurées par séchage à l'étuve. S'il s'agit de teneurs en eau massiques, convertissez-les en teneurs en eau volumiques à l'aide de la densité apparente et de l'équation 1 avant de les utiliser pour calculer a et b. Parfois, tout ce dont on dispose est une estimation de la teneur en eau disponible pour un sol. Dans ce cas, nous pouvons estimer b avec suffisamment de précision pour trouver une valeur pour a. Soit θav = θfc - θpwp, la teneur en eau disponible (eau disponible pour la plante) pour le sol. Nous pouvons réarranger l'équation 5 pour obtenir
Si nous n'avons pas d'autres informations pour indiquer la valeur de b, nous supposerons une valeur de 5. Cela donne a = 637θ5av. Connaissant les valeurs de a et de b, nous pouvons utiliser l'équation 5 pour trouver θfc et θpwp. Une estimation de la teneur en eau sèche dans l'air, dont nous aurons besoin dans les modèles d'évaporation des surfaces du sol, est estimée à partir de
La teneur en eau et le potentiel hydrique peuvent être mesurés en continu et facilement à l'aide des capteurs de sol METER. Le WP4C mesure le potentiel hydrique en laboratoire et peut être utilisé pour prédire le point de flétrissement permanent. METER fournit également une gamme d'autres instruments de recherche sur le terrain et en laboratoire qui mesurent la conductivité hydraulique et la texture du sol. Regardez la vidéo pour voir comment nos instruments de laboratoire travaillent ensemble pour caractériser les propriétés hydrauliques du sol.
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1. Campbell, Gaylon S. Soil physics with BASIC : transport models for soil-plant systems. Vol. 14. Elsevier, 1985. Lien vers le livre.
2. Shiozawa, S. et G. S. Campbell. "On the calculation of mean particle diameter and standard deviation from sand, silt, and clay fractions". Soil Science 152, no. 6 (1991) : 427-431. Lien vers l'article.
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