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Formation et caractéristiques des sols ferrallitiques
Les sols ferrallitiques de la classification frança ise correspondent au groupe de ferralsol de la classification FAO et oxisol ou ultisol de la classification américaine USDA des sols (FAO, 2006). Ce type de sol couvre une superficie de 750 million d’ha dans le monde qui est localisé surtout dans les pays tropicaux humides: en Amérique du sud (Brésil) et en Afrique (Congo, au Sud de la République Centre Afrique, Angola, Guinéeet dans le Haut-plateaux et à l’Est de Madagascar). Les sols ferrallitiques occupent les majeures parties des sols de collines à Madagascar (Rabezandrina, 2005; Grinand et al., 2009). Ils sont dégradés à cause des lessivages très accentués et des pratiques d’agriculture sur brulis (Denarie, 1967). Les sols ferrallitiques proviennent de l’altération complète des minéraux rimairesp (i.e. des bases et de la silice sauf le quartz) permettant à la formation des divers minéraux de synthèse tels que les silicates d’alumine (famille de la kaolinite : argile 1/1 exclusive) qui sont les argiles dominantes dans ce type de sol avec une teneur élevée en sesquioxydes i.e. des hydroxydes et oxydes de fer (goethite: FeOOH, gibbsite: Al(OH)3, hématite, boehmite, produits amorphes…) (FAO, 2001; Rasambainarivo et Ranaivoarivelo, 2006). Parfois, des accumulations de fer et/ou d’aluminium sous forme de cuirasses, carapace, gravillons, etc. sont apparues. Généralement, leur texture est de type argilo-sableuse ou argileuse (Balbino et al., 2002 ; Ettien et al., 2009). Les sols ferrallitiques sont en général très épais et ont des délimitations des couches diffuses, faibles en macrostructure mais forte en microstructure (pseudo limon et pseudo sable), et ont une consistance très friable. Ils possèdent une excellente porosité et une bonne perméabilité. La capacité d’échange est faible (inférieur à 16 m.e/100g d’argile) ainsi que leur capacité de rétention d’eau. Les teneurs en bases sont faibles (Djeke et al., 2011).
Définition et caractéristiques des «tanety»
Du point de vue géomorphologie, les tanety désignent les zones situées sur les versants des collines des hauts plateaux (Raharinosy, 1996 ; Ramanankasina et Rabeharisoa, 2003 cité par Andriamaniraka et al., 2010). Ce terme est utilisé en milieu rural pour distinguer les autres terroirs à part les rizières («tanimbary» i.e. riziculture inondée) et le «tany vohitra» (terroir où se trouve les villages) (Rajemisa, 2003). Les «tanety» représentent 50 % de la surface agricole utile de la région des Hautes Terres (Ramanankasina et Rabeharisoa, 2003 cité par Andriamaniraka et al., 2010). Sur le plan agronomique, ce terme invoque un sol très pauvre en éléments fertilisants, difficile à travailler et à faibles activités biolo giques. D’après Penot et Rakotoarimanana (2011), le Tanety est la zone de collines où domine l’agriculture exondée. N’Dienor (2006) décrit le «tanety» comme un terroir traditionnellement occupé par des cultures vivrières extensives (manioc, patate douce), cependant souvent laissés majoritairement en végétation naturelle («bozaka») servant de zones de pâture aux bétails.
Le phosphore dans le sol
La grande rétention de phosphore est l’une des problèmes rencontrés pour les ferralsols, ainsi que la faible teneur en N, K, Ca, Mg, et S. L’Al, Mn et Zn. Ces éléments sont très solubles en milieu acide et peuvent devenir toxiques pour certaines plantes (FAO, 2001). Des études permettent de montrer que les ferralsols ont une teneur en P total élevé mais de très faible P disponible (< 1%) (Rabeharisoa, 2004, Falinirina, 2010). Cela montre bien la faible productivité de ce type de sol et l’intérêt que présente les basfonds pour les paysans. C’est pour cela que Rutunga et Neel (2006) ont suggéré que le phosphoreest un élément très important pour accroitre le rendement végétal.
Les différentes formes du phosphore dans le sol
Le phosphore peut être apporté au sol sous forme organique ou inorganique (Figure 1) (Hodges, 2000).
Les phosphores organiques
Les formes organiques peuvent être obtenues à parti des résidus de récolte, fumier, compost, engrais vert, et autres tissus végétales. La teneuren P total sous forme organique peut varier de 3% à 50% et peut atteindre 80 à 100% dans les pays tropicaux où la quasi-totalité du P potentiellement disponible se trouve sous cette forme (Griffith, 2001; Rabeharisoa, 2004 ; Drouet, 2010). Halstead et McKercher (1975) ont constaté que 1% des P organiques dans le sol sont présents sous forme de fraction de phospholipide, 5 à 10% comme acides nucléiques et ses produits dérivés, et plus de 60% sont des fractionsd’inositol polyphosphate et une grosse portion n’est pas identifiable. Les phospholipides sont dégradés rapidement par les microorganismes du sol alors que l’inositol qui est plus stable constitue la majeure partie des P organiques du sol (Sato, 2003; Mullins, 2009). La minéralisation des P organiques peut être effectuée biologiquement par les microorganismes du sol, soit biochimiquement par les enzymes phosphatases secrétés par les racines (Sato, 2003).
Les phosphores inorganiques
Les P inorganiques proviennent des apports chimiques ou de la dégradation de la roche mère. Les P inorganiques sont fixés par des complexes phosphates ferriques (strengite: Fe(OH)2 H2PO4), alumineux (variscite: Al(OH) 2H2PO4), calciques (hydroxy et fluoroapatite : Ca5(PO4)3(OH, F)) (issus des roches magmatiques et métamorphiques) ou tricalciques (Ca3(PO4)2) et les autres vont être absorbés par l’argile dusol. Dans les sols, moins de 1% du P est présent sous formes ioniques en solution (Achat, 2009). Toutefois, le P inorganique peut constituer une part importante (sinon majoritaire) des réserves en P du sol dans les horizons profonds. Ces formes minérales du P sont souvent peu disponibles pour les végétaux, car peu solubles (Drouet, 2010). Deux formes de phosphate peuvent être assimilés par la plante dans le sol à savoir : l’anion orthophosphate monovalent (H 2PO4-) et divalent (HPO4–) (Hodges, 2000).
Des séries de réactions immédiates et synchrones lleste que la dissolution, la précipitation, la rétention et l’oxydation/réduction rendent la formedu P dans le sol très complexe (Sato, 2003). Les composés phosphatés solubles ont une réactivitétrès élevée, des indices de solubilité bas et une faible mobilité. De ce fait, ils réagissent rapidement avec les composants du sol et vont être adsorbés sur les particules colloïdales du sol. Le mouvement du P dans le sol se fait donc d’une façon très lente. De ce fait, les éléments apportésvont rester au niveau de la zone racinaire et lentement disponible aux plantes. Très peu de P va être perdu par lessivage par contre l’érosion et la récolte causent d’énorme perte en P du sol (Griffith, 2001).
Mode de rétention et de libération du phosphore dans le sol
Adsorption-désorption des ions P
L’adsorption se définit comme le passage d’un soluté d’une phase liquide à une phase solide en changeant des ligands. C’est un phénomène de surface, contrairement à la précipitation (Dubus, 1997). L’adsorption-désorption est un processus qui régule la quantité des ions phosphates dans le sol. C’est la réaction la plus dominante, plus rapide et la plus fréquente dans les sols des tropiques (Sato, 2003). Comme la majeure partie du P dans le sol est chargée négativement, la réaction d’adsorption se fait dans un sol possédantdes charges positives et négatives comprenant les hydroxyles (oxydes de Fe et Al), carboxyles (MO) ou les groupes de silanol (argile) (Horta et al., 2012). Les sortants du sol sont des composés de charges variables (positive ou négative) qui changent leurs capacités à maintenir le P selon les conditions du sol (ex. pH) (Strauss et al., 1997). Le métal oxydes (oxydes, oxyhydroxides) par contre se présente toujours en charge positive dans le sol car avec eux, le pH est toujours inferieur à 7. Par conséquent, ils jouent un rôle très important dans l’adsorption du P, non seu lement dans les zones tropicales mais aussi pour le cas des sols alcalins comme les sols calcaires (Rahmatullah et Torrent, 2000; Sato, 2003).
La désorption intervient quand la concentration en P dans la solution du sol est faible ou lorsque le taux des anions compétiteurs augmente. Il est à noter que l’oxyde métallique et certains types de sol (suivant le type d’argile) ont une affinité intense vis-à-vis du P que pour les ligands inorganiques (sulfate ou bicarbonate) ou ligands organiques (anions carboxyliques) (Sato, 2003). L’affinité décroit respectivement du phosphate, citrate au bicarbonate. Pour les argiles montmorillonites, le bicarbonate et le P sont les plus désorbées que le citrate alors que c’est l’inverse pour les kaolinites (Hinsinger, 2001). C’ est à l’issue de cette relation que l’utilisation d e bicarbonates pour extraire le P du sol durant le test P-Olsen et ses dérivés étaient nés surtout avec les sols calcaires. Pour les sols ferrallitiques, le P est énergiquement adsorbé dans le sol comparé aux autres éléments carboxyles. Ainsi, le P organique est le plus adsorbé suivi de l’oxalate, citrate, malate et enfin l’acétate selon Jones et Brassington (1998). La fixation du P du sol est influencée par le pH du sol, matière organique du ol,s la fraction minérale du sol, la température, les ions Al3+ et Fe3+, les conditions redox du sol et les exsudats racinaires (Sato, 2003; Horta et al. 2012). Par conséquent, pour que le P soit disponible dans le sol, un amendement organique suffisant est nécessaire (Mullins, 2009).
Précipitation-dissolution
La précipitation est un processus proche de celle de la précédente mais avec un type de liaison plus énergique et sous forme cristallisée, donc permettant de former des minéraux stables. Cette réaction chimique arrive lorsqu’il n’y a pas eu absorption de P par les plantes, ou immobilisation par les microbes du sol (Achat, 2009). Les ions phosphates se précipitent avec des cations 3+ 3+ , Mn 3+ 2+ métalliques comme Al , Fe ou Ca pour former des P minéraux tels que les variscites (AlPO4 2H2O), strengite (FePO4 2H2O), octacalcium phosphate [Ca8H(PO4)6 5H2O] et hydroxyapatite [Ca5(PO4)OH] (Hinsinger, 2001; Sato, 2003). Quelques fois, à cause de la présence des cations et des ligands organiques ou norganiques, la précipitation n’est pas complète et la cristallisation des ions phosphore n’est pas parfaite (Lindsay et al., 1989). Horta et al. (2012) ont découvert que l’adsorption du P est dominante dans l’horizon A des sols méditerranéen, la précipitation dans l’horizon C etles deux réactions dans l’horizon B.
Relation Phosphore-Plante
Rôle du P dans le développement végétatif et reproductif
Le P occupe une place importante aussi bien dans la vie des végétaux que des animaux. Il constitue un facteur limitant pour le développent végétale (Hinsinger, 2001 ; Rengel, 2008). Il gère les fonctions métaboliques des végétaux, leursdéveloppements ainsi que leurs reproductions et leurs fructifications. Le P permet une meilleure croissance racinaire, favorise un tallage plus actif avec des talles fertiles et agit sur la formation des fleurs et le bon développement des grains en stimulant une maturitéprécoce et uniforme, et en élevant leur valeur alimentaire (Lacharme, 2001). Le P permet d’accroitre la capacité de fixation d’azote de certaine plante, d’améliorer la qualité de la plante et de rendre la plante plus résistante aux différentes maladies (Griffith, 2001). Il est listéparmi les éléments essentiels des acides nucléiques (ADN et ARN) et joue un rôle primordial dans le transfert et réserve d’énergie de la photosynthèse sous forme d’AMP, ADP et ATP (processus de (de)phosphorylation) dans des voies métaboliques de biosynthèse et de dégradationau niveau cellulaire (Barker et Pilbeam, 2007). A part sa fonction sur le transfert d’énergie, le P forme une liaison sur les phospholipides, les acides nucléiques, les nucléotides, les coenzymes, et phosphoprotéine. Comme les monoesters, le P forme un ligand essentiel pour les catalyses enzymatiques. Les P se présentent sous forme d’acide phytique (i.e. hexaphosphate ester du myo-inositol phosphate) dans les réserves des graines. Il est aussi connu par son rôle dans le maintien du pH cellulaires (Barker et Pilbeam, 2007). Le P total dans la plante est de l’ordre de 0,1 à 1% et il peut contenir 0,004% de P comme acide désoxyribonucléique (DNA), 0,04% de P comme RNA, 0,03% comme phospholipide, 0,02% comme P-ester et 0,13% comme P inorganique (Bieleski, 1973). Les plantes absorbent les P contenus dans le sol à une proportion variable qui peut aller jusqu’à 50-60% des réserves en P du sol (Achat, 2009). En effet, la matière organique augmente le taux d’absorption des minéraux et leur disponibilité pour nourrir les plantes.
Une déficience en P chez la plante entraine une croissance tardive des cellules végétales surtout celles des feuilles, due aux faibles activités photosynthétiques (Sato, 2003). Les feuilles sont devenues plus foncées (vert) à cause de la concentration des chlorophylles et combinées avec une coloration rougeâtre à cause de la production d’ant hocyanes (pigment de couleur rougeâtre à violet) (Marschner, 1993). Pour le maïs, les plantes sont devenues vert foncées et bleuâtre avec des tiges rougeâtre à violet. La couleur violète es t aussi due à l’accumulation de sucre au niveau des feuilles qui favorise la synthèse d’anthocyane. Le développement des graines est retardé ainsi que la maturité des plantes (Griffith, 2001). Souvent, la déficience en P est surtout observée durant la première phase de développement des plantes. Les plantes ont besoin de très faible quantité (de l’ordre de 0,2ppm) de P pour leurs croissance cependant des apports continus doivent être disponible pour la plante pendant toute leurs phases de croissance (Mullins, 2009).
Rôle de la racine sur la biodisponibilité du P du sol
La biodisponibilité de P dans le sol est contrôléepar la propriété du sol, les caractéristiques de la plante et l’interaction entre les racines et les microorganismes du sol (Rengel et Marschner, 2005). Les racines des plantes peuvent exsuder des variétés d’enzymes (anion organique) + capable de solubiliser les P et autres micronutriments du sol. La balance entre excrétion H et OH-/HCO3- dépend du rapport cation/anion absorbée. Ainsi, s’il y a excès d’absorption de cation + par rapport aux anions, il y aura excrétion de H et l’inverse est aussi possible. Les racines possèdent leurs propres capacités à prendre les solutions dans le sol (i.e. rhizosphère) mais un système racinaire développé va augmenter la solubilisation et la conversion des P sous forme disponible par la plante (Rengel, 2008). Les exsudats racinaires peuvent être des composés organiques (anions carboxylate, phénoliques, substrats carbonés, acides aminés, enzymes, divers protéines, etc.) ou ion inorganique (protons, phosphate et autre nutriments, etc.) (Crowley et Rengel, 1999). La technique d’extraction de P par la méthode résine essaye de simuler cet échange au niveau de la racine (Beaudinet al., 2008).
Rôle de la matière organique sur la biodisponibilité de P et son action sur la propriété physico-chimique du sol
Des études ont mentionné que les amendements organiques et la matière organique du sol contribuent au cycle et à la biodisponibilité des éléments minéraux dans le sol y compris le P et améliorent la propriété physique du sol (McCauleyet al., 2009 ; Simonetti, 2010). Ceci est due au fait que premièrement, la matière organique contient des éléments P qui peuvent être prélevés par les racines après décomposition et minéralisation des microorganismes. Et deuxièmement, elle permet aux autres constituants du sol d’être ibérésl (Hodges, 2000).
Rôle de la matière organique sur la texture, la porosité et les agrégats du sol
Rôle direct de la matière organique
La charge négative des matières organiques (humus)vont repousser les colloïdes argileux et stabilise la structure du sol grâce au complexe arg ilo-humique. La liaison argile-humus est possible par l’intermédiaire des ions positif ou cation comme le calcium (Ca2+) ou du fer (Fe3+) qui forme un «pont» entre les deux molécules de charge négatives. Dans certain cas, les micelles d’humus forment autour de celles d’argile une envel oppe protectrice qui favorise la capacité de rétention d’eau. Il y a donc une formation d’agrégats solides résistants à la dégradation par l’eau. Plus la micelle d’argile est fine, plus la capacité de rétention est grande. De plus, l’humus (humines) est plus résistant (stable) à la biodégradation et insoluble dans les acides, les alcools et les bases du sol (Huber et Schaub, 2011).
Les hydroxydes de carbone sont sous formes diverses dans le sol: sucre libre dans la solution du sol, cellulose et hémicellulose, complexe polysaccharides, et différents autres molécules attachées sur le sol. Généralement, les sucres libres, les celluloses et les hémicelluloses constituent 5-25% des matières organiques. A cause de la longue chaine des polysaccharides et leurs capacités à relier les particules inorganiques du sol, ils améliorent la structure du sol et la stabilité des agrégats. Les lipides du sol comme les matières grasses, les cires et les résines couvrent 2-6% des matières organiques (Bot et Benites, 2005). L’agrégation du sol est liée au taux soit du carbone total du sol, soit du C labile (i.e. facile à oxyder). Ce taux est un indicateur de la stabilité de la propriété physique et la bonne qualité chimique du sol (Blair et Crocker, 2000). La fraction du C labile est l’un des premiers facteurs contrôlant la formation des agrégats des ferralsols (argile rouge et dure). Les matières organiques stables vont contribuées à la capacité d’échange cationique (CEC) ou capacité derétention des nutriments du sol (McCauley et al., 2009).
Rôles indirects de la MO induits par les (micros) o rganismes
Les organismes du sol sont variés et constitués pardes microorganismes comme les bactéries, virus, champignons, protozoaires, et algues. Les faunes et flores du sol sont les racines des plantes, les insectes, les vers et quelques vertébrés comme les rongeurs. Les organismes vivants du sol constituent 5% du total des MO. Bot et Benites (2005) trouvent que les organismes vivants du sol sont responsables de l’aération, de la circulation de l’eau et des nutriments, et la structure du sol. Lors d’un apport en matières organiques dans le sol, les microorganismes (bactéries et champignons) vont les coloniser et secrètent des exsudats, qui vont coller les particules du sol, notamment les argiles (Triberti et al., 2008). On assiste à une formation des microagrégats, une stabilité structurale, une amélioration de la porosité et une agrégation du sol. Les insectes et les vers de terre décomposent les résidus de récoltes (i.e. débris organiques), les fumiers etc. par ingestion avec une portion minérale du sol et les mélangent avec du sol dans l’excrément. Les vers possèdent des muqueuses capables de coller les particules du sol. Les agrégats favorisent l’aération, l’infiltration de ’eaul et la résistance à l’érosion et à la pulvérisation du sol. Les vers de terre creusent des galeries qui facilitent le transfert d’eaux et d’air, ainsi que la capacité d’enracinement des plantes. Certains sont filiformes et s’installent le long des racines (Lal et Shukla, 2005).
Rôle de la matière organique sur la chimie du sol incluant la biodisponibilité du P
Rôle direct de la matière organique
Les MO du sol sont des composés électronégatives x(e. les colloïdes anioniques) qui sont capable de former des complexes stables (ex. les chélates: Fe+OM, les citrate ou oxalate) grâce aux ligands organiques avec des cations polyvalents comme Ca2+, Fe3+, Al3+, Cu2+, etc. (Labrador, 1996 ; Griffith, 2001; Hinsinger, 2001). Cette exceptionnelle fonction édaphique va mettre le MO en compétition avec les molécules électronégatives (ligands) comme les ions P et diminue le pourcentage de P fixé par le sol et augmente donc sa disponibilité. La décomposition de la MO entraine une formation d’acides (ex. acide fulvique) qui sont capable de dissocier les minéraux du sol.
Rôle indirect de la MO par biais des (micros) organ ismes du sol
Une MO contient des proportions variables de microorganismes selon leur type et leur stade de décomposition dans le sol. Une MO active est composée de 10-40% alors que cette quantité est de 40-60% dans une MO stable (ou humus). Les MO procurent du sucre pour les microbes puis ceux-ci vont prélever les éléments du sol pour leurdéveloppement. Ces éléments seront libérés durant la décomposition. Ce procédé est appelé minéralisation. Une matière à base de crucifère (Famille des Brassicacées), par exemple, est capable de mobiliser une quantité importante du P du sol (Bertora et al., 2008). Les turriculés sont beaucoup plus concentrés en éléments minéraux par rapport à la terre d’origine : 5 fois plus d’azote assimilable, 7 fois plus de P assimilable, 11 fois plus de potassium, 2 à 3 fois plus de magnésium échangeable et 1,5 fois plus de calcium (Huber et Schaub, 2011). D’après Hall (2008), les P non disponibles pour la plante par le phénomène de sorption peuvent être débloqués pars lemicroorganismes du sol comme les mycorhizes et vont par la suite être libérés poura plante.
Rôle de la matière organique sur le pH et sa répercussion sur la mobilité de P et l’immobilisation (désoxydation) des sesquioxydes defer et d’aluminium
Un apport en grande quantité de MO sous forme de résidu de récolte, de fumier ou d’engrais verts améliore le pH du sol (Nkuba1 et al., 2009). Le pH, la concentration en ligands organiques et inorganiques et la concentration des cations Ca2+, Fe3+, Al3+ du sol vont déterminer les charges (positive, négative ou neutre) des ions P provenant de la dissociation de l’acide orthophosphorique (N’Dayegamiye et al., 2005). Le pH joue un rôle primordial dans la disponibilité du P du sol par des réactions de protonisation/deprotonisation (Achat, 2009). Un pH très faible résulte d’une forte protonation du solet par conséquent une forte rétention du P par les oxydes de Fe ou d’Al. La solubilité des ions P-Al et P-Fe est en croissance avec le pH du sol alors que le P-Ca décroit avec l’acidité. La spéciation de P parmi les différents types de P dépend eux aussi du pH du sol (Hinsinger, 2001). Les ions H2PO4- et HPO42- sont les plus utilisés dans le domaine d’agriculture et disponible à partir de ran gé de pH spécifique (pH > 7,2) dépendant du type du sol et de son capacité à adsorber le P (Lindsay, 1979; Abu-Zahra et Tahboub, 2008). Dans un sol acide comme les sols ferrallitiques, l’oxyde de Fe et d’Al trivalent sont abondant en solution du sol mais très minimum dans un pH élevé.Les complexes Fe-P et Al-P vont commencer à libéraliser le P dans un pH entre 6 à 7 (Griffith, 2001).
En effet, les charges des oxydes (ex. la goethite, la lepidocrocite, l’hématite, la magnétite) peuvent changer suivant la valeur du pH (Lindsay, 1979). Ainsi, la charge de la surface des oxydes est nulle (PCN : Point Charge Nulle) à certa in pH. La charge est positive lorsque le pH est inferieure à la PCN entrainant une rétention (adsorption) de plus en plus accentuée du P. Les oxydes de Fe et d’Al ont un PCN compris entre 7 et 10 (Strauss et al., 1997). Dans le cas contraire, dans un sol neutre ou basique, le Ca et Mg sont dominants dans le sol. Le P commence à être soluble (i.e. précipité), dans un complexe hosphate de calcium et dans un sol calcaire, avec un pH proche de 8. Dans des complexes Mg-P et Ca-P, Ruiz (1992) trouve que 9 à 20% de P vont être libérés avec un pH entre 7 et 8,5, respectivement. A l’exception du P qui est plus disponible à un pH de 6 à 7, les macronutriments (N , K, Ca, Mg et S) sont beaucoup plus disponible à un pH entre 6,5 et 8, alors que les mi cronutriments (B, Cu, Fe, Mn, Ni, et Zn) sont plus disponibles dans des pH entre 5 et 7 entrainants une forte toxicité en métaux à pH faible. Par contre, les cations basiques (Ca, K, Mg) sont moins retenus par le sol sur pH faible et sont perdus par lessivage (McCauley et al., 2009). A part l’effet du pH sur la disponibilité des nutriments du sol, les plantes et les microorganismes ont une certaines tolérance vis-à-vis de l’alcalinité et de l’acidité du sol alors que généralement les deux ont besoin d’un pH avoisinant la neutralité. Par exemple, les bactéries dénitrificateur des nombreuxlégumineuses sont moins performants dans les sols à pH faible (<6) (Ettien et al., 2009). Durant la réaction de précipitation et dissolution,le pH y joue aussi des rôles primordiaux puisqu’il gère l’abondance des cations métalliques (Ca, Fe, et Al) qui vont par la suite précipitée avec le P du sol. Dans un sol neutre et basique, l’ion phosphate se précipite avec l’ion calcium pour former des phosphates dicalciques ou octacalciques, hydroxyapatites et éventuellement des apatites. Par ailleurs, dans un sol acide, les ions P se précipitent avec le Fe et l’Al pour former les strengite, vivianite, variscite et les minéraux du groupe plumbogummite (Lindsay et al., 1989, Wang et al., 2007).
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Table des matières
1. INTRODUCTION
2. SYNTHESE BIBLIOGRAPHIQUE
2.1 Caractéristiques des sols ferrallitiques de «tanety» et mobilité des éléments P du sol
2.1.1 Formation et caractéristiques des sols ferrallitiques
2.1.2 Définition et caractéristiques des «tanety»
2.2 Le phosphore dans le sol
2.2.1 Les différentes formes du phosphore dans le sol
2.2.1.1 Les phosphores organiques
2.2.1.2 Les phosphores inorganiques
2.2.2 Mode de rétention et de libération du phosphore dans le sol
2.2.2.1 Adsorption-désorption des ions P
2.2.2.2 Précipitation-dissolution
2.3 Relation Phosphore-Plante
2.3.1 Rôle du P dans le développement végétatif et reproductif
2.3.2 Rôle de la racine sur la biodisponibilité du P du sol
2.4 Rôle de la matière organique sur la biodisponibilité de P et son action sur la propriété physico-chimique du sol
2.4.1 Rôle de la matière organique sur la texture, la porosité et les agrégats du sol
2.4.1.1 Rôle direct de la matière organique
2.4.1.2 Rôles indirects de la MO induits par les (micros) organismes
2.4.2 Rôle de la matière organique sur la chimie du sol incluant la biodisponibilité du P
2.4.2.1 Rôle direct de la matière organique
2.4.2.2 Rôle indirect de la MO par biais des (micros) organismes du sol
2.4.2.3 Rôle de la matière organique sur le pH et sa répercussion sur la mobilité de P et l’immobilisation (désoxydation) des sesquioxydes de fer et d’aluminium
3. MATERIELS ET METHODES
3.1 Site d’étude
3.1.1 Historique du site d’étude
3.1.2 Localisation
3.1.3 Sol, végétation et climat
3.2 Le matériel végétal : Zea mays
3.3 Les fertilisants
3.4 Dispositif expérimental et les opérations culturales
3.5 Échantillonnages des plantes et de sol
3.5.1 Prélèvements de la plante
3.5.2 Échantillonnage de sol
3.6 Méthodes analytiques
3.6.1 Mesure du pH (potentiel d’hydrogène)
3.6.2 Mesure du P assimilable du sol
3.6.2.1 Méthode Olsen
3.6.2.2 Méthode d’extraction par la résine échangeuse d’anions
3.6.2.3 Mesure du carbone organique du sol
3.6.2.4 Détermination de l’aluminium échangeable du sol
3.6.3 Analyses des plantes
3.6.3.1 Mesure du rendement en grains
3.6.3.2 Détermination du phosphore total des grains et de la partie végétale
3.6.3.3 Efficience d’utilisation du phosphore (EUP)
3.6.4 Pouvoir fixateur des échantillons de sol
3.6.5 Phosphore exporté par la biomasse aérienne
3.6.6 Bilan de phosphore après récolte
3.6.7 La densité apparente du sol
3.7 Analyses statistiques
4. RESULTATS
4.1 Rendement moyen en maïs grains pour la campagne 2011-2012
4.2 Biomasses végétales pour la campagne 2011-2012
4.3 Teneur en phosphore des grains de maïs et biomasse végétale campagne 2011/2012
4.3.1 Teneur en phosphore des grains de maïs
4.3.2 Teneur en phosphore dans la biomasse aérienne de maïs
4.4 Teneur en phosphore dans le sol
4.4.1 Le phosphore total du sol de «tanety» de Lazaina
4.4.2 Le phosphore extractible à la Méthode Olsen
4.4.3 Le phosphore extractible à la résine échangeuse d’anions
4.5 Efficience d’Utilisation du Phosphore (EUP)
4.6 Pouvoir fixateur du sol
4.7 Évolution de la teneur en P disponible au bout des 6 années d’apport de MO
4.8 Teneur en carbone organique du sol après 6 années d’apport de matières organiques
4.9 Corrélation entre carbone organique et P (résine et Olsen) pour la saison culturale 2011-2012
4.10 Propriétés physiques et chimiques du sol
4.10.1 Potentiel Hydrogène du sol (pHeau et pKCl)
4.10.2 L’aluminium échangeable du sol
4.10.3 Corrélation entre l’Aluminium échangeable et le pHeau du sol pour la saison 2011-2012
4.10.4 Densité apparente du sol pour l’année 2012
4.11 Bilan annuel en phosphore pour la campagne 2011-2012
5. DISCUSSIONS
5.1 Effets de la qualité des fumures organiques et organominéraux sur les rendements de maïs
5.1.1 Rendement due aux propriétés des MO apportées
5.1.2 Rendement due à la modification du pH et Al échangeable engendrée par les MO
5.1.3 Rendement due aux P disponibles du sol
5.1.4 Rendement due à la quantité de carbone organique du sol apportée par les traitements effectués
5.2 Effets de la quantité des fumures organiques et organominéraux sur le rendement de maïs
5.3 Influence de la fertilisation organique et organominérale sur le phosphore total et disponible du sol et de la plante
5.3.1 Effets des fumures organiques et organominérales sur la teneur en P de la plante
5.3.2 Effets des fumures organiques et organominérales sur le P total du sol
5.3.3 Effets des fumures organiques et organominérales sur le P disponible du sol
5.3.4 Corrélation entre pH et P disponible du sol
5.4 Effet du carbone organique sur la disponibilité du phosphore
5.5 Évolution de phosphore assimilable du sol après 6 années d’amendement organique
5.6 Influence des fumures organiques et organo-minérales sur la propriété physicochimique du sol (pH, Al, et densité apparente)
5.6.1 Influence des fumures organiques et organominérales sur le pH et Al
5.6.2 Influence des fumures organiques et organominérales sur la densité apparente du sol
5.6.2.1 Densité apparente et travail du sol
5.6.2.2 Densité apparente et quantité de MO apportée
5.6.2.3 Densité apparente et la quantité d’argile du sol
5.7 Vérification des hypothèses
5.8 Limites de l’étude
6. CONCLUSION ET PERSPECTIVES
Références bibliographiques
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