PEDOLOGIE Edité avec l'aide financière de :

- la Fondation Universitaire - Ie Ministère de l'Education nationale et de la Culture française - Ie Ministère de l'Education nationale et de la Culture néerlandaise - Ie Ministère des Affaires Etrangères, du Commerce Extérieur et de la

Coopération au Développement; Administration générale de la Coopé­ration au Développement

Uitgegeven met de financiële steun van :

- de Universitaire Stichting - het Ministerie van nationale Opvoeding en Nederlandse Cultuur - het Ministerie van nationale Opvoéding en Franse Cultuur - het Ministerie van Buitenlandse Zaken, Buitenlandse Handel en

Ontwikkelingssamenwerking. Algemeen Bestuur van Ontwikkelings­samenwerking

Bulletin de la Société BeIge de Pédologie

Bulletin van de Belgische Bodemkundige Vereniging

1975

XXV, 1

Comité de rédaction Redactiecomité A. COTTENIE, J. D'HoORE, A. HERBILLON, T. JACOBS,

G. MANIL, A. NOffiFALISE, G. SCHEYS, L. SINE, C. SyS,

R. TAVERNIER, M. VAN RUYMBEKE

PRESIDENT D'HONNEUR

ERE-VOORZITI'ER

J. BAEYENS

SECRETAIRES GENERAL HONORAIRE

ERE-SECRETARISSEN -GENERAAL

R.TAVERNIER

J. AMERYCKX

ANC lENS PRESIDENTS

OUD-VOORZITTERS

V. VAN STRAELEN t F. JURION

L. DE LEENHEER

G. MANIL

A. VAN DEN HENDE

G. SCHEYS

L.SINE

A. COTTENIE

G.HANOTIAUX

M. DE BOODT

A. HERBILLON

(1950-19'53) (1954-1955)

(1956-1957)

(1958-1959) (1960-1961) (1962-1963)

(1964-1965)

(1966-1967)

(1968-1969)

(1970-1971)

(1972-1973)

SOCIÉTE BELGE DE PEDOLOGIE

B :ELGISCHE BODEMKUNDIGE VERENIGING

FONDEE A BRUXELLES LE 18 JUILLET 1950

OPGERICHT TE BRUSSEL OP 18 rou 1950

Samenstelling van de Raad van Beheer voor 1975 Composition du Conseil d'Administration pour 1975

Président Voorzitter

Vice-présidents Ondervoorzitters

Secrétaire général Secretaris-generaal

Secrétaire-trésorier Secretaris-schatbewaarder

Membres rieden

P. AVRIL

J. D'HoORE

T. JACOBS

c. SYS

A. LoUIs

L. BAERT, F. DE CONINCK, F. DELECOUR, R. FRANKAK'l', J. LOZET, L . MATHIEU, J. THOREZ, M. VAN RUYMBEKE

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PEDOLOGIE, XXV,I, p. 5-24, 1 tab. Ghent, 1975.

APPLICATION OF SOIL TAXONOMY TO THE

SOILS OF ZAïRE (CENTRAL AFRICA)

GUY D. SMITH

C. SYS

A. VAN W AMBEKE

Soil Taxonomy (Soil Survey Staff, in press) points out that the classification of many kinds of soils of intertropical regions is in­complete or imperfect because the soils are rare or absent in the United States, Puerto Rico, and the Virgin Islands. For example, no subgroups are proposed for soils that have a sombric horizon. In the suborder of Aquox only one great group, Plinthaquox, has a proposed definition of a typic subgroup.

The publication in 1972 of descriptions and data for 230 profiles from Zaïre (C. SyS, 1972) (1) made available a large volume of data on intertropical soils. It is the purpose of this paper to review the classification of these soils, and to propose changes in and additions to the definitions of Soil Taxonomy in order to improve and extend the classification of the kinds of soil that are not known to occur in the United States. References to profile numbers throughout the discussion th at follows are those of SyS, 1972. The proposed classification of the soils of Zaïre is given in table 1, at the level of the subgroup if possible. Some soils fit the definition of Soi! Taxa­nomy for an order but do not fit into any suborder. Some soils seem to be misclassified by the definitions, either because the ap­plication of the definitions is difficult or impossible, or because the

(1) This book can be ordered through the Belgian Society of . Soil Science. Price US $ 30, BF. 1000 to pay by international post cheque order on account nO 000-0566241-52 of the Société BeIge de Pédologie, Rozier 44, B-9000 Gent, Belgium.

Guy, D. Smith - Fonnerly Director Soil Survey Investigations, SCS, United States Deparlment of Agriculture (U.S.D.A.). C. Sys & A. Van Wambeke - State University of Ghent, Geological Institute Rozier, 44, B-9000 Ghent, Belgium.

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soils have aberrant properties that were not fQreseen. The taxa for which we propose changes in or additions to the definitions are dis­

cussed in the order in which they are presented in Soil Taxonomy.

The classification given in table 1 is in agreement with the chan­ges proposed in this paper. It also assumes that the grade of struc­ture of the oxic horizons is weaker than described by the former lNEAC soH scientists. Some essential data are missing, and the authors have made assumptions, particularly about the presence or absence of clay skins (argillans), base saturation, and weathe­rable minerals based on published and unpublished data on the soils of Zaïre.

Hap lusta lfs. Profils 88 fits the definition of an Oxic Haplustalf but should be in an aquoxic subgroup. Soil Taxonomy provides for aquic subgroups only if there are mottles that have chromas of 2 or less in horizons saturated with water at some season within 75 cm. of the soil surface. :Profile 88, beginning at a depth of 43 cm., has colors of 2.5 Y 7/ 4 and 8/ 4 with yellowish-brown and reddish mottles. These colors are diagnostic for the suborder of Aquults if the soH temperatures are thermic, isothermic, or warmer. If such colors, combined with high chroma mottles, were added to thc evidences of wetness in soils that have isothermic or warmer iso temperature regimes, the classification of Alfisols in intertropical regions would be more realistic.

Quartzipsamments. Several defects were found in subgroup defini­tions of Quartzipsamments. The typic subgroup is defined as ha­ving " a clay fraction that has a higher CEC than that of the clay of tbe oxic horizon, or > 25 per cent of the surface of the sand grains are uncoated". However, the percentages of clay are very low, and small analytical errors have a large effect on the apparent CEC of the clay. Consequently, a number of Quartzipsamments that have only quartz, kaolinite, gibbsite, and goethite in the clay fraction have an apparent CEC of the clay fraction of 30 meq. or more per 100 g. of clay. Though they should be classified in oxic subgroups they meet the definition of the typic subgroups in res­pect to the CEC of the clay. Vet they grade imperceptible into Oxi­sols as tbe percentage of clay increases and should be c1assified in oxic subgroups.

It is proposed that this item should read "have a clay fraction that, in the upper 1 m., includes more than traces of clay other than kaolin, gibbsite, iron oxides, and quartz if the soi! temperature regime is isomesic or a warmer iso temperature regime, or > 25 per cent of the surfaces of the sand grains are uncoated ". This change would provide for oxic subgroups that would be like the typic

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subgroup except for these properties. An ustic subgroup should be added, defined as being like Typic Quartzipsamments except for having an ustic moistur,e regime. Although no profiles des­cribed in Zaïre (SyS, 1972) fits this definition, such soils are known to occur.

The typic subgroup should also be defined as having no petro­ferric contact within 1.25 m. of the soH surface. This depth is used to define petroferric subgroups of Oxisols, but an impediment to roots is even more serious in Quartzipsamments than in Oxisols. Although SyS (1972) does not describe Quartzipsamments that have a petroferric contact, such soils are known to exist in Zaïre, and petroferric subgroups should be provided for them. They would be like Typic Quartzipsamments except for the presence of a petro­ferric contact, with or without the properties of oxic subgroups of Quartzipsamments.

Tropaquepts. Aquepts as defined by SoilTaxonomy include, among others, soils that have an ochric epipedon and a cambic horizon that has, at a depth of < 50 cm. dominant color on the ped faces, or in the matrix, with chromas of 2 or less if there is mottling, and 1 or Ie ss if there is no mottling. This definition excludes soils like profile 207, which has a color of 2.5 Y 5/3 with mottles. Yet Aquults with iso temperature regimes have no restrictions on chroma if the hue is 2.5 Y or yellower.

The definition of Aquepts of intertropical regions should include soils that have an aquic moisture regime and mottled cambic hori­zons with color in hues of 2.5 Y and 5 Y, irrespective of chroma. We propose therefore, as it was suggested by SEGHAL & SyS (1970), that an item he added to the definition of Aquepts 2 b(3) as fol­lows:

(3) If the soH temperature is isothermic or a warmer iso tempe­rat ure regime, hue of 2.5 Y or yellower, accompanied by mottles due to segregation of iron.

Item (C) should also include a reference to the colors of b(3).

These changes would permit profile 207 to be classified as a Tropaquept. Profile 209 is another example.

Additional changes are needed in the definition of Typic Tropa­quepts. As in AquuIts, the wettest soils have an umbric or histic epipedon, so the Typic Tropaquepts should have an umbric epipe­don (or a mollic epipedon if it has been limed and the base satu­ration is < 50 percent in the cambic horizon) but not a histic epi­pedon. Tropaquepts that have an ochric epipedon should be classi­fied in an aeric suhgroup without reference to the chroma. Tropa­quepts that have a histic epipedon should be classified in a histic

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BubirU\i~, Ib\l~ ,~çm ~. t ç fini iQn of T~pic Tropa~uepts of Soil Taxonomy should be replaced with the statement "Have an

umbric epipedon H. Pro i e 89 is an exampie ol a yplC 'l'ropaquept.

Dystropepts. A number of soils in Zaïre that have a sand or loamy sand texture have an umbric epipedon and low base saturation. Profiles 3, 5 and 8 are examples. They fit the definition of Dystro­pepts, which seems reasonable. However the sand fraction is > 95 per cent quartz and the clays consist of kaolin, gibbsite, and iron oxides, with possibly some quartz. In the landscape, these soils in­tergrade to Quartzipsamments where the umbric epipedon is ab­sent, and to Oxisols where the clay percentages are higher.

Soi! Taxonomy defines Typic Dystropepts as having a cambic horizon but provides no subgroups for soils th at are too sandy to have a cambic horizon. Although family differentiae would separate the sandy Dystropepts from others without cambic horizons, they would not distinguish intergrades to Quartzipsamments from inter­grades to other Psamments.

We suggest that the items defining Typic Dystropepts be expan­ded to include a new item, x, that would read: "Have, in some subhorizon within 1 m. of the soH surface, a loamy skeletal, or loamy or fin er particle size class".

We suggest the addition of a quartzipsammentic subgroup, de­fined as " Like Typic Dystropepts except for c, which reads " Have a cambic horizon", and x, and have a sand fraction that has < 5 per cent weatherable minerals ". This change would also imply the addition of a tropopsammentic subgroup for soils with 5 per cent or more weatherable mineraIs, but such soils are not known in Zaïre.

Because some of the sandy Dystropepts have an ustic moisture regime, we also suggest the addition of a subgroup of Quartzipsam­mentic U stic Dystropepts that would be like the quartzipsammen­tic subgroup except for ha ving an ustic moisture regime instead of a udic one.

Profile 8 is also a Dystropept that has a sandy particle size, but it has a petroferric contact at a depth of 65 cm. Petroferric contacts within depths of 1.25 m. are used in Soil Taxonomy as the basis for petroferric subgroups of Oxisols. A shallow impediment to roots is even more serious in sands than in Oxisols, so we suggest the ad­dition to the definition of Typic Dystropepts of an item that reads "Have no petroferric contact within 1.25 m. of the soil surface ". This would provide for a Petroferric Quartzipsammentic Ustic sub­group for soils like profile 8. These would be like the Quartzipsam-

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mentic subgroup except for having an ustic moisture regime and a shallow petroferric contact.

Sombritropepts. Soi! Taxonomy provides for the great group of Sombritropepts defined as Tropepts that have a sombric horizon. ~owever, no definitions of subgroups are proposed. Profile 75 is a Sombritropept that has a sombric horizon between 60 and 110 cm. Most of the sombric horizons have more than 2 per cent organic carbon. Except for horizons that have more than 2 per cent carbon the apparent CEC of the clay fraction is less than 24 meq. per 100 g. of clay, and we b.elieve the soH would be classified best as an Oxic Sombritropept.

We propose the Typic Sombritropepts be defined as Sombritro­pepts th at :

a. Do not have a layer in the upper 75 cm. that has a texture finer than loamy fine sand, that is as much as 18 cm. thick, that has bulk density (at I / 3-bar water tension) of 0.95 g. per cubic ce~ti­meter or less in the fine earth fraction, and has either (1) a ratio of measured clay to 15-bar water (percentages) of 1.25 or less or (2) a ratio of CEC (at pH near 8) to 15-bar water of > 1.5 and more exchange acidity than sum of bases plus KCI-extractable aluminium;

b. Have a CEC (by NH40Ac) of 24 or more meq. per 100 g. clay above the sombric horizon;

c. Have a udic moisture regime.

Oxic Sombritropepts should be like Typic Sombritropepts except for b.

Profile 1:96 is an example of a Typic Sombritropept and profile 197 is an example of an Oxic Sombritropept.

Aquolls and U dolls. Soil Taxonomy distinguishes soils that have isomesic or warmer iso-temperature regimes from other soils at various categoric levels ranging from the suborder of Tropepts in Inceptis~ls down to the family category. There are seventeen great groups that must have an isomesic or warmer iso-temperature re­gime. In all of these the moisture regimes are either aquic or udic. One tropic subgroup is provided for Fluvaquents. If the moisture regimes are ustic or aridic, no distinctions are made above the fa­mily level, except in Tropepts, between soils with and without iso­temperature regimes. There are some inconsistencies presently in the system in the treatment of intertropical soils, but Soil Taxonomy points out th at the classification of tropical soils as presented needs additional testing.

One inconsistency in the taxonomy th at was noted, is that while tropic great groups are provided in Histosols and in aquic sub orders

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~ . ;~l;i r ;~I;, ~çjU;~ ;, ~j~à~;g'~1 iüQ YUi~gl~1 nu Drgyi~ion is made in Mollisols (A~uolls) above the famil~ l~yel ~ •• r~11 tropic great groups are also provided for soUs th at have udic mois­ture regimes in AlfisoIs, Entisols and Ultisols but not in Mollisols. In fact, Soi! Taxonomy says of U dolls that they " are the more or less freely drained Mollisols of humid eontinental elimates in mid­latitudes". Yet, there are a number of soils in Zaïre that fit the definition of Udolls.

There would seem to be no less reason to distinguish the Aquolls of tropical regions than to distinguish the Aqualfs, Aquents, etc. of these regions. There would seem to be even more reason to distin­guish the tropical from the temperate U dolls, because the former have had an evergreen forest vegetation rather than prairie, and seem to be restricted mostly to basic parent materiaIs. The tropieal U dolls and Aquolls meet the definitions of more than one great group in eaeh of these suborders. We would therefore propose, pen­ding further study in other regions, that the soils in these suborders he distinguished at the subgroup level as has been done with the Fluvaquents. The introduction of tropic subgroups is therefore proposed for Argiudolls, Hapludolls, Paleudolls, Haplaquolls and Natraquolls by adding to the definitions of the typic subgroups the statement " Have a differenee of 50C or more between the mean summer and mean winter soil temperatures at a depth of 50 cm. or at a lithie or paralithie contact, whiehever is shallower".

The soils in the above great groups that do not meet this require­ment would be plaeed in tropie subgroups.

Profile 214 is an example of a Tropie Haplaquoll, and profile 220 is an example of a Tropie N atraquoll. Profile 139 is an example of a Tropie Hapludoll, and profile 167 of an Argiudoll.

Argiudolls. Profile 141 fits the definition of a Typie Argiudoll but has a CEC of less than 24 meq. per 100 g. clay, an aberrant property that was not forese en in Soil Taxonomy. We believe that soils with this property would be classified better if an oxie subgroup were established for soils that have sueh strongly weathered clays. We would propose that an item be added to the definition of Typic Argiudolls that would read " Have a CEC (by NH40Ae) of 24 or more meq. per 100 g. clay". This item would provide for an oxie subgroup that would otherwise be like Typic ArgiudolIs, with or without the iso temperature regime of the tropie subgroup.

Profile 194 also fits the definition of Typie ArgiudolIs, but has a low CEC per 100 g. clay, and in addition has an appreciable vo­lume of plinthite in the argillie horizon 50 cm. below the soi! sur­face. Throughout the taxonomy, the presenee of small amounts of plinthite (> 5 per cent by volume) within 1.5 m. of the soi! surface

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has been used to define plinthic subgroups, and we believe this property is as important in Mollisols as in other orders. Conse­quently, we propose that an item be added to the definiton of Typic Argiudolls that would read "Do not have a subhorizon within 1.5 m. of the soi! surface that has > 5 per cent plinthite"; a plin­drie subgroup should be established for Argiudolls that have this much or more plinthite, with or without a CEC of ~ 24 meq. per 100 g. clay and with or without an iso temperature regime. Most such soils would have a CEC of < 24 meq. per 100 g. clay, but the presence of the plinthite is considered more important than the COC of the clay, or than the temperature regime which is most apt to be hyperthermie or an iso temperature regime.

Hapludolls. Profile 170 and 193 fit the definition of a Typic Haplu­doll, but the CEC of the clay fraction is < 24 meq. per 100 g. clay.

As in Argiudolls, we propose the addition of an item to the pro­perties of Typic Hapludolls that would read: "Have a CEC (by NH40Ac) of 24 or more meq. per 100 g. clay". This would pennit the classification of profile 170 as an Oxic Hapludoll which wou1d seem appropriate. The restriction on temperature regime for Typic Hapludolls should be waived for the oxic subgroup.

Profile 193 has a similar CEe, but has more organic carbon, and has too much C at depth for the Typic Hapludolls as defined in Soil Taxonomy. lts position on the top of a hilI makes a fluventic sub­group inappropriate. It actually should be an intergrade to Humox, solls in which there is deep accumulation of carbon. We propose therefore, that item d of Typic Hapludolls which requires that or­ganic carbon be 0.3 per cent or less at a depth of 1.25 m. below the surface be modified to re ad "Unless the soil temperature regime is isomesic or isothermic, have a regular decrease in organic-carbon content at increasing depth to a content of 0.3 per cent or less within 1.25 m. of the surface, or the slope is > 25 per cent".

This change permits profile 193 to be classified as a Humoxic Hapludoll, which would be " Like Typic HapludolIs except for the CEC of the clay and the soil temperature regime which is isomesic or isothermic, and there is > 16 kg of organic carbon per square meter to a depth of 1 m. ".

Oxisols. Soil Taxonomy points out that the classification of Oxisols is far from completion and is certain to have many shortcomings. Several changes in definitions and a number of additions can be proposed to improve the classification of the Oxisols of Zaïre at suborder, great group, and subgroup levels.

Before commenting oh the changes needed to improve some de­finitions in the order of Oxisols we should like to draw the attention

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io ihe d~ff Ui~ ~l\~~tmt6pe8 with tho intQl'DPQtgtion of §hininu p@d ~UrfAC ~ (dHY cutHnB) in tropical BoilBI The i~nerallç"ty ç . that soils situated on Pleistocene erosion surfaces have B2 horizons with distinct continuous or broken clay skins on peds and in pores and are classified as Ferrisols by SyS (1972). Most of these soils on coarse and medium textured materials have · in addition a clear increase of clay in the B2 horizon and are correlated with Ultisols in table 1. Some of these profil es (nos. 34, 50, 63, 128, 150, 151, 152 and 153), particularly on fine textured materials do not show the necessary clay increase required for an argillic horizon. According to the interpretation given to the clay skins in B 2 the profiles can be classified either as Oxisols or Ultisols. If one assumes that the presence of cutans is an expression of selective migration of fine clay a classifciation as Ultisol can be suggested. If on the other hand we do not accept this migration of fine clays the soils should be classified as tropeptic subgroups of Oxisols. At present we lack the necessary information to make a firm decision on that point. Therefore the correlation tab Ie indicates both possibilties.

All profiles situated on tertiary and old pleistocene erosion sur­faces and classified as Ferralsols by SyS (1972) are correlated with Oxisols. Their mineralogy corresponds with the requirements of the oxic horizon; in addition they have a loose consistence, not more than a moderate blocky structure and no continuous or broken clay skins in the B 2 horizon; thin patchy clay skins occur occasionally in the upper B2 but they disappear with depth. The vertical clay distribution pattern is characterized by a gradual increase with depth.

The changes that are needed in the classification of Oxisols apply to most subgroups. Typic subgroups in genera! have arestriction on the grade of structure in the oxic horizon. They may have weak blocky or prismatic structure, but not a moderate grade in the oxic horizon. This restriction needs to be modified to apply to the major part of the oxic horizon. The present definitions could he inter­preted to exclude from typic subgroups any soils that had even one or two moderate blocky peds in the oxic horizon.

Aquox. Aquox are required, if free of mottles, to have an aquic moisture regime and dominant chroma of 2 or less immediately below any epipedon that has a moist color value of less than 3.5; or if mottled by distinct or prominent mottles within 50 cm. of the soil surface, dominant chroma of 3 or less. In intertropical regions, dominant hues of 2.5 Y or yellower, · accompanied by high chroma mottles due to segregation of iron are also characteristics associated with wetness. The definition of Aquox should he modified to in­clude soils that have mottles due to segregation of iron within

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50 cm. of the surface and that have, immediately below any epipe­don that has a color value, moist of less than 3.5, one of the fol­lowing: a. Dominant chroma of 2 or less in hues of 10 YR or redder, or b. Hues of 2.5 Y or yellower.

This change would make the characteristics of Oxisols associated with wetness comparable to those of Ultisols.

Profiles 116, 124 and 210 are considered examples of soils that have colors representative of typic subgroups of the great groups of Aquox. While these soils have dominant chromas of 2 in the oxic horizon, higher chromas in hues of 2.5 Y and 5 Y should also be permitted.

Ultic subgroups of Oxisols are proposed in Soil Taxonomy for U stox and Orthox, but not for Aquox. Profile 116 is representative of soils that we believe should be classified in an ultic subgroup of Aquox, in this case of Ochraquox. A needed modification of the definition of ultic subgroups of Oxisols is discussed later under Eutrustox but should also be used with Aquox. The ultic subgroup of Ochraquox should be permitted but not required to have the properties diagnostic of an oxic horizon at the surface or imme­diately below a thin surface horizon that has moist color values less than 3.5, because the soils of the ultic subgroup may have surface horizons too sandy for an oxic horizon.

To provide for an ultic subgroup of Ochraquox, the definition in Soil Taxonomy of the typic subgroup should be expanded by an item that reads "Do not have a subhorizon of the oxic horizon that has as much as 40 per cent more clay (relative) and as much as 15 per cent more clay (absolute), or as much as 80 per cent more clay (relative) than an overlying subhorizon th at has a loamy or coarser particle-size class and is 60 cm. or less above the horizon having the greater percentage of clay".

Humox. Profiles 143 and 144 have too high base saturation for Humox but have more than enough carbon. Profile 144 also has a sombric horizon and except for its base saturation it would be clas­sified as a Sombrihumox. Because it resembles Humox more than Orthox in properties and behavior, we propose that it be classified with the Sombrihumox. To accomplish th is, the requirement that Humox have a base saturation < 35 per cent must be dropped from the definition of Humox, but it should be added to the definitions of typic subgroups of Humox. Profile 143 would then become a Eutric Haplohumox.

Sombrihumox. Soil Taxonomy defines the great group of Sombri­humox, but suggests no definitions of subgroups. Profiles 71, 72,

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145, 140, 147, 148, 176 dnd 17B !r@ @x!mpl~s of Bombrihumox that should be eonsidered Typie Sombrihumox. From these we ean gene-

ralize a definition of the typic subgroup, as follows: Typic Sombrihumox are the Sombrihumox that:

a. Have .a hue redder than 10 YR in all parts of the upper 75 cm. that have a color value or chroma (moist) of 4 or more if the hue becomes redder with depth by more than 2.5 Munsell units within the upper 1.5 m. and if there are mottles due to segrega­tion of iron within the upper 75 cm.;

b. Have a texture of sandy clay loam or finer in all parts of the oxic horizon;

c. Have an oxic horizon that extends to a depth of 1.25 m. or more;

d. Have a udie moisture regime;

e. Have < 5 per cent, by volume, of plinthite in all subhorizons within 1.25 m. of the soil surface;

f. Have base saturation < 35 per cent (by NH40Ac) in the major part of the oxic horizon.

This definition provides for possible epiaquic (item a), ustic (item d), and plinthic (item e) subgroups, at least some of which will be found to oecur. A eutrie subgroup should be added for pro­file 144, whieh has a higher base saturation than the typic sub­group.

Eutrorthox. An item should be added to the definition of Typic Eutrorthox comparable to that proposed for Aquox and Ustox to provide for ultie subgroups. Profiles 32 and 33 are examples of soils that we believe should be classified as UItic Eutrorthox. Al­though it could be argued that these soils might be called Alfic Eutrorthox, little seems to be gained by providing for both alfic and ultic subgroups of Eutrorthox. The uItic subgroup should be permitted but not required to have moderate blocky or prismatic structure in the oxic horizon, and to have an oxic horizon that ex­tends to a depth of Iess than 1.25 m.

Haplorthox. It is proposed that the item 9 of Typic Haplorthox whieh sets apart the soils of the uItic subgroup, be modified to agree with the wording proposed for Aquox and Ustox. A psam­mentic subgroup should also be added to Haplorthox for soils like profile 24, which is excluded from the typic subgroup because the oxic horizon is a sandy Ioam.

Ustox. The base saturation of all Eutrustox, irrespective of the particle-size class of the oxic horizon, should be 50 per cent or mor~ (by NH40Ac) in the ma1jor part of the oxic horizon. This limit seems to reflect the potentialities of the loamy soils better than

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the prO'PO'sed limit O'f 35 per cent. The definitiO'n O'f HaplustO'x should therefO're be mO'dified tO' include the SO'ils that have tO'O' IO'W base saturatiO'n fO'r EutrustO'x.

EutJrustox. The definitiO'n O'f Typic EutrustO'X should be mO'dified SO' that item g reads "DO' nO't have a subhO'rizO'n O'f the O'xic horizon that has as much as 40 per cent mO're clay (relative) and as much as 15 per cent (absolute), O'r has .as much as 80 per cent mO're clay (relative), than an O'verlying subhO'rizO'n that has a lO'amy O'r coar­ser particle-size class and is 60 cm. O'r less abO've the horizO'n having the greater percentage of clay ". This item could prO'vide for either an uItic O'r an alfic subgrO'up, but there seems tO' be nO' need for both subgrO'ups and O'nly an uItic subgrO'up is prO'PO'sed. SO'ils O'f this subgrO'up should be permitted but nO't required to have a mO'de­rate grade O'f blO'cky O'r prismatic structure in the O'xic hO'rizO'n, and tO' have an O'xic hO'rizO'n that extends tO' a depth of < 1.25 cm.

Such subgrO'ups are needed to avO'id seriO'us mistakes in classifi­catiO'n O'f SO'ils marginal between the Oxisols O'n the O'ne hand, and pale-great grO'ups O'f UItisO'ls and AlfisO'Is O'n the O'ther. The limit between a Paleustult and an U stO'X is difficult tO' define. Oxic sub­grO'ups are provided in UItisO'ls and AlfisO'ls and if uItic and alfic subgrO'ups are prO'vided in OxisO'ls the PO'tential errO'r is reduced.

The differences between an UItic Oxisol and an Oxic UltisO'I are not great, and if a SO'il is placed in the wrong O'rder the subgrO'ups indicate the clO'se reIatiO'n.

The definitiO'ns in SO'il TaxO'nO'my O'f uItic subgrO'ups O'f OxisO'Is are tO'O restrictive tO' include SO'ils that shO'uld he classified in these subgroups. They require a cO'arse-IO'amy particle-size class in sO'me subhO'rizO'n and 15 per cent mO're clay (absO'lute) in sO'me subhO'rizO'n O'f the oxic hO'rizO'n. A number O'f SO'ils O'f Zaïre have> 100 per cent increase in clay (relative) but < 15 per cent absolute increase. Yet they seem tO' fit better in uItic subgrO'ups than in typic subgrO'ups. PrO'file 9 is an example in which the Aa has 10.7 per cent clay, and the B22 has 20.1 per cent clay. PrO'file 15 has 9.3 per cent clay in the Al and 22.3 per cent clay in the B2l. The increase is less than 15 per cent (absO'lute).

Other soils of Zaïre that have a loamy particle-size class in the epipedO'n alsO' seem tO' fit better intO' uItic subgrO'ups than intO' typic subgrO'ups. PrO'file 112 is an example. It has 20.5 per cent clay in the Ap horizO'n, and 45.4 per cent clay in the B2a , which lies only 40 cm. belO'w. It shO'uld be nO'ted that many Ultisols have a fine IO'may O'r clayey epipedO'n. PrO'files 39, 155 and 156 are O'ther exam­pIes.

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I Which provides for ultic subgroups, is needed to make it comparable to the pro­vision for Typic Haplustox. The ultic subgroup should be defined as like Typic Haplustox except for this item, with or without res­trictions on the structure of the oxic horizon, the depth to its base, and its cIay content.

Profiles 9, 14, 15 and 16 are examples of soils that belong to­gether at the subgroup level, but that are split at that level by the requirement that the oxic horizon have a texture of sandy clay loam or finer throughout the oxic horizon. The decision on how these soils are to be classified by the definitions of SoH Taxonomy depends on the decision about the depth of the upper boundary of the oxic horizon. In profile 16, for example, the A22 horizon, from 36 to 73 cm., has a sandy loam texture (18.4 per cent clay) but is distinguished from the B 21 only by the presence of some uncoated sand grains. The Ultic Haplustox therefore should be permitted to have an oxic horizon that has a sandy loam texture in some part.

A psammentic subgroup of Haplustox should be recognized for soils like profile 7. This has a loamy sand epipedon, and a sandy loam oxic horizon with about 16 per cent clay. The psammentic subgroup should be like the typic subgroup except for the texture of the oxic horizon which should be sandy loam in all parts and the depth to which it extends. Profile 18 is another example of soils of this subgroup in which the soil is so sandy below about 1 m. that the oxic horizon can not extend below this depth.

Tropohumods. Profiles 4 and 230 are examples of soils that should be cIassified as Tropohumods. However, using Soil Taxonomy de­finitions, the B horizon of profile 230, from 85 to 125 cm. is a spodic horizon because it is cemented, but the index of accumulation is lower than 65. The calculation of this index assumes that the phyl­losilicate cIays have a COC of 50 meq. per 100 g. cIay. In this soU, the clay of the C horizon has an apparent CEC of about 13. If this CEC were used to calculate the index, the soH would have an index much larger than needed for a spodic horizon. Profile 4, in which there is no cementation, has no spodie horizon but would have one if a different method of calculating the index of accumulation were to be used for soils with mixtures of amorphous clays with kaolin. The data on only two soils do not permit a suggestion for improvement of the calculation of the index of accumulation for soils of intertropical regions, but the need for a change is illustra­ted by these soils.

UZtisols. The limit between pale-great groups of Ultisols and Oxi­sols is difficuit to define. Indeed with continuous weathering pale-

16

groups of Ultisols change gradually into Oxisols when moving from a pleistocene to a tertiary surface.

Ultic subgroups are provided in Oxisols while oxic subgroups are only defined in Palehumults; if these oxic subgroups were also defined in all other pale-great groups of Ultisols the potential error would he reduced. The difference between an Ultic (or Tro­peptic ) Oxisol and an oxic pale-group of Ultisols is not great, and if a soil is placed in the wrong order the subgroup indicates the close relationship. Therefore oxic subgroups should be provided in Paleudults as well as in Paleustalfs.

Som,brihumults. Profile 177 fits the definition of a Sombrihumult in Soil Taxonomy. No definition of the typ ic subgroup is proposed in Soil Taxonomy, but SyS (1969) has proposed a Humoxic sub­group for soils like profile 177, which have a CEC of the clay of < 24 meq. per 100 g. clay, and have an isothermic or cooler soil temperature regime. This classification seems appropriate for pro­file 177.

pa;lehtllmults. If we assume a migration of fine clay, the profile 151 fits the definition of Orthoxic Palehumults.

Paleudults. The Paleudults as defined in SoH Taxonomy -although their CEC value is mostly less than 16 meq. per 100 g. of clay, differ in addition in two ways or more from the profiles of Zaïre that we wish to classify as Paleudults:

1. The Paleudults of the U.S. normally have few or no clay skins in the upper part of the argillic horizon, but clay skins are best preserved in the lower part of the B 2 • On the contrary, most Paleu­duIts of Zaïre have continuous or broken well preserved clay skins in the upper part of the argillic horizon decreasing in quantity and thickness with depth. In the lower part of the B2' clay skins are thin and patchy and the horizon could easily be confused with an oxic horizon. In some soils (profiles 138 and 160) structure in the lower B 2 is so weak and consistence so loose that it can be con­sidered as an oxic horizon below a highly weathered argillic hori­zon.

2. In the PaleuduIts of the U.S. the upper boundary of the ar­gillic horizon is commonly abrupt or clear and irregular while the Central African Paleudults, intergrading to Oxisols, have mostly a gradual, exceptionnally a clear but never an abrupt textural tran­sition between the A and B2 horizons.

This applies to all soils (Paleudults) described by SYS (1972) that we have classified as Paleudults and also to most of the Paleu­stults.

17

~ro~nes 94, 9~, g~, 97, ~g, 79, gO, 102, 10J, IJK, 1~2, Ig0, lS~, 16K, ~~~ ~ ~ l~8 are tentativel1 correlated with Paleudults. All these

profiles with the exception of profil es 37 and 103 have an apparent CEC of less than 16 meq. per 100 g. of clay.

Profiles 80, 138 and 152 have an argillic horizon that has a color value, moist, of less than 4; therefore they are, according to the present definition, Rhodic Paleudults. However since these profiles have also oxic characteristics they would be better classified as Oxic Rhodic Paleudults.

Profiles 102 and 163 have a subhorizon within 1.5 m. of the soH surface that has more than 5 per cent plinthite; both profiles fit the definition of Plinthic Paleudults. Although the apparent CEC is less than 16 meq. per 100 g. clay, we see no need for an oxic plinthic subgroup.

Profile 37 fits the definition of Typic Paleudult. The apparent CEC is more than 16 meq. per 100 g. clay and we propose to clas­sify the soil as a Typic Paleudult.

All other Paleudults (p. 34, 35, 36, 48, 79, 160, 168, 181 and 198) have an apparent CEC of the c1ay of less than 16 meq./100 g. Al­though tp.ey fit the definition of typic subgroups, they differ fr om them by the two items described ,earlier. For these profil es we sug­gest the introduction of an oxic subgroup. The Oxic Paleudults should have all the following characteristics :

1. A hyperthermic or an isothermic or warmer isotemperature regime,

2. An apparent CEC less than 16 meq./100 g. Clay in the major part of the argillic horizon,

3. A gradual or diffuse upper horizon boundary of the argillic hori­zon,

4. An argillic horizon in which clay skins decrease with depth or within a depth of 1.8 m. from the surface; or an Oxic horizon below an argillic horizon that has an apparent CEC < 16 meq. per 100 g. of clay in its maj or part.

So to the definition of Typic Paleudult one should add item h that reads: "Does not have all of the charateristics listed above under 1, 2, 3 and 4 ".

Paleustults. Soil Taxonomy proposes no definitions of subgroups of Paleustults. Profiles 39, 42, 46, 155, 156, 156, 185 and 166 fit the definition of Paleustults and afford a basis for proposing definitions of the typic and some other subgroups. All of these soils have a CEC of < 24 meq. per 100 g. clay, and the range is from ab out 7 to 13 meq. with the exception of profile 42. The definition of Typic

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Paleustults, like Paleudults should not specify that the CEC is ~ 24 meq. per 100 g. clay. Rather, oxic subgroups could be defined as ha ving a CEC < 16 meq. per 100 g. clay in the major part of the argillic horizon and a hyperthermic or an isothermic or warmer iso temperature regime.

Hues of the argillic horizon of the profiles in Zaïre mostly range from 10 YR to 5 YR. It seems that a rhodic subgroup is needed for those soils that have values, moist, of 3 and hues of 2.5 YR or redder throughout the argillic horizon.

A definition can be proposed for Typic Paleustults that is parallel to that of Paleudults in Soil Taxonomy with three changes.

First, the item that provides for aquic subgroups needs to be modified to include as evidence of wetness hues of 2.5 Y or yellower accompanied by mottIes due to segregation of iron.

Second, the CEC of the clay, per 100 g., should be > 16 meq. if the soil temperature is hyperthermic or an isothermic or warmer iso temperature regime.

Third, the item 9 of Typic Paleudults, which provides for fragic subgroups, does not seem to be needed for Paleustults.

Such a definition would place all the profiles of Paleustults of Zaïre described by SYS (1972), except profile 42, in the same sub­group, Oxic Paleustults. Profile 42, which has an apparent CEC of about 20 meq. per 100 g. clay is an example of a Rhodic Paleu­stuIt.

Family criteria

The criteria which are used at the family level are selected in such a way that they group soils of the same subgroup into classes with similar physical and chemical properties. They should create taxa in which equal soil phases respond indenticàlly to management practices.

Two principles in choosing these properties may be briefly re­called: (1) they may be different in each subgroup or higher taxa which in fact form separate kingdoms, and (2) they should not have been used at higher levels in the class to which the family belongs.

It is not the purpose of this paper to discuss at length the appli­cation in tropical areas of the family criteria which are proposed in Soil Taxonomy. Hawever, since families are important units for transferring practicél.l knowledge about soils from one place to another, same suggestions may be made based on the experience gained in Zaïre.

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For examole in the O~i~ol~l in tbe Iyp· ç ~p Q ~ 9~ ~n~ H~p­lustox subgroup5, the family ~rQup1n~~ tor tbç ~Qil~ Qf Z~ïre re~ult in a considerable number of clayey kaolinitic isohyperthermic se­ries, many of which traditionally have been known to react dif­ferently to agricultural practices. The clay contents vary from 35 to 80 per cent, the colours from yell ow to red, some are mixed with ironstone gravel, etc.

It is feIt that a more useful grouping into families would be ob­tained when all eleven particle-size classes would be used; the separation of Oxisols into fine and very fine would greatly increase the information cont,ent of the family name. Other additions as qualifiers could relate to the color of the B horizon, for example 5 YR and redder separated from yellow. Similar subdivisions could be made in the Ultisols, particularly for Paleudults, Tropudults and PaleustuIts.

The groupings obtained at the lowest taxonomie level above the series constitute the final test for evaluating the efficiency of the various criteria which have been used throughout the classification system, and to appraise the priorities which have been followed for applying given criteria at various levels of abstraction. At the category of the family most purposes for which the taxonomy has been designed should have been served, and the most important characteristics used as criteria.

The soil series of Zaïre were tested for family groupings, and it is feIt that indeed the classes respond to most of the objectives, and that equal phases of the same family will behave similarly to management. There is no doubt however that more information could still be worked in into the classification scheme, and that some additions at subgroup and family level will be necessary, if Soil Taxonomy is to be used as a reference system for soH cor­relation in tropical areas including those outside the United States.

Further investigations and testing will be needed in order to demonstrate whether in given taxa some properties which at pre­sent are not used at any level of the classification, can be used as criteria. Research in the significanee, in the genetic, geographic and agricultural sense, of properties as color, water dispersible clay, silt/ clay ratios, water retention, types of organic matter is strongly recommended. Their introduction into the system, even at a low level, and when properly tested, would probably increase the use­fulness of the classification.

20

J

Table 1

Classification of soil profiles of Zaïre according to criteria of Soil Taxonomy af ter needed modifications for intertropical regions

1 Spodic Quartzipsamment 2 U stoxic Quartzipsamment 3 Quartzipsammentic U stic

Dystropept 4 Tropohur.nod 5 Quartzipsammentic Ustic

Dystropept 6 Aquodic Quartzipsamment 7 Psammentic Haplustox 8 Petroferric Quartzipsammentic

U stic Dystropept 9 Ultic Haplustox

10 Orthoxic Quartzipsamment 11 Orthoxic Quartzipsamment 12 Ustoxic Quartzipsamment 13 Ustoxic Quartzipsamment 14 UItic Haplustox 15 Ultic Haplustox 16 Ultic Haplustox 17 Ustoxic Quartzipsamment 18 Psammentic Haplustox 19 illtic Haplustox 20 UItic Haplustox 21 Ultic Haplustox 22 Typic Eutrorthox 23 Typic Haplorthox 24 Psammentic Haplorthox 25 Orthoxic Quartzipsamment 26 Typic Haplorthox 27 Typic Haplorthox 28 Typic Haplorthox 29 Typic Haplorthox 30 illtic Haplorthox 31 Ultic Haplorthox 32 Ultic Eutrorthox 33 Ultic Eutrorthox 34 Oxic PaleuduIt or Tropeptic

Haplorthox 35 Oxic Paleudult 36 Oxic Paleudult 37 Typic Pal eu duIt 38 Tropeptic Haplorthox 39 Oxic Paleustult 40 Typic Haplustox 41 Typic HaplustuIt 42 Rhodic Paleustult 43 U stic Dystropept 44 U dic Paleustalf 45 Ustoxic Dystropept 46 Oxic PaleustuIt

47 UItic Haplustox 48 Oxic Paleudult 49 U stoxic Humitropept 50 Oxic Haplustuit or Tropeptic

Haplustox 51 Typic Haplustox 52 Typic Haplustox 53 Oxic Haplustult 54 Ultic Haplustox 55 Typic Haplustox 56 Typic Haplustox 57 Typic Haplustox 58 Typic Haplorthox 59 Typic Eutrorthox 60 Lithic Oxic Eutropept 61 Typic Haplorthox 62 Typic Haplorthox 63 Oxic Tropudult or Tropeptic

Haplorthox 64 Typic Haplorthox 65 Typic Haplorthox 66 Typic U mbriorthox 67 Typic Haplorthox 68 Typic TropuduIt 69 Tropeptic Haplorthox 70 Typic Haplorthox 71 Typic Sombrihumox 72 Typic Sombrihumox 73 Oxic Humitropept 74 Orthoxic Tropohumult 75 Oxic Sombritropept 76 Orthoxic Humitropept 77 Oxic Tropudult 78 Aquoxic Tropudult 79 Oxic Paleudult 80 Oxic Rhodic Paleudult 81 Tropeptic Haplorthox 82 Tropeptic Eutrorthox 83 Typic Eutrorthox 84 Oxic U stropept 85 Oxic Paleustult 86 Typic Eutrustox 87 Typic Haplustox 88 Aquoxic Haplustalf 89 Typic Tropaquept 90 Oxic Paleustalf 91 Oxic Paleustalf 92 UItic Haplustox 93 Typic Haplustox 94 Typic Haplorthox

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95 Typic Haplorthox

U Áreruc Pa Ie dttlt 97 Ultie Eutrorthox 98 Ultic Eutrorthox 99 Typic Haplorthox

100 Typic U mbriorthox 101 Typic Haplorthox 102 Pliniliic Paleudult 103 Aquic Paleudult 104 Typic Tropaquept 105 Typic Eutrorthox 106 Typic Eutroriliox 107 Ultic Haploriliox 108 Ultic Eutrorthox 109 Ultic Haplustox 110 Ustoxic Dystropept 111 Oxic U stropept 112 Ultic Eutrustox 113 Typic Haplustox 114 Typic Haplustox 115 Plinthic Paleustalf 116 Ultic Oohraquox 117 Typic Haplustoll 118 Pachic Argiustoll 119' Oxic U stropept 120 Typic Haplustox 121 Typic Haplustox 122 Ultic Haplustox 123 Plinthic Haplustox 124 Typic Ochraquox 125 Typic Haplustox 126 Histic Tropic Fluvaquent 127 U stoxic Dystropept or Oxic

Haplustult 128 Tropeptic Haplustox or Oxic

Paleustult 129 Typic Haplustox 130 Typic Haplustox 131 Typic Haplustox 132 Typic Haplustox 133 Typic Eutroriliox 134 Typic Eutrorthox ] 35 Typic Eutroriliox 136 Typic Eutrorthox 137 Typic Eutrorthox 138 Oxic Rhodic Paleudult 139 Tropic Haplud'oll 140 Oxic Humitropept 141 Oxic Argiudoll 142 Tropeptic Haplohumox 143 Eutric Haplohumox 144 Eutric Sombrihumox 145 Typic Sombrihumox 146 Typic Sombrihumox

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147 Typic Sombrihumox

14X TYDin llombrihumoI 14~ Typic Humitropept 150 Oxic Tropohumult or Tropeptic

Haplohumox 151 Tropeptic Haplohumox or Or­

thoxic Pal,ehumult 152 Oxic Rhodic Paleudult 153 Typic Sombrihumox or Oxic

Sombrihumult 154 Tropeptic Haplorthox 155 Oxic Paleustult 156 Oxic Paleustult 157 Oxic Paleustalf 158 Oxic Paleustalf 159 Ultic Haplustox 160 Oxic Paleudult 161 Ultic Haplorthox 162 Ultic Haplorthox 163 Plinthic Paleudult 164 Typic Haploriliox 165 Typic Haploriliox 166 Typic Umbriorthox 167 Oxic Argiudoll 168 Oxic Paleudult 169 Typic Sombrihumox 170 Oxic Hapludoll 171 Oxic Humitropept 172 Oxic Humitropept 173 Oxic Humitropept 174 Orthoxic Tropohumult 175 Humoxic Tropohumult 176 Typic Sombrihumox 177 Humoxic Sombrihumult 178 Typic Sombrihumox 179 Oxic Humitropept 180 Oxic Humitropept 181 Oxic Paleudult 182 Oxic Dystropept 183 Typic Haplorthox 184 Oxic Haplustult 185 Oxic Paleustult 186 Oxic Paleustult 187 Orthoxic Tropudult 188 Orilioxic Tropudult 189 Orthoxic Tropudult 190 Oxic Dystropept 191 Tropic Hapludoll 192 Tropic Hapludoll 193 Humoxic Hapludoll 194 Pliniliic Argiudoll 195 Oxic Paleudoll 196 Typic Sombritropept

197 Oxic Sombritropept 198 Oxic Paleudult 199 U die Eutrand~pt 200 Udie Eutrandept 201 Udie Eutrandept 202 U die Eutrandept 203 U die Eutrandept 204 U die Eutrandept 205 U die Eutrandept 206 Typie Chromustert 207 Aeric Tropaquept 208 Ultie Haplustox 209 Aerie Tropaquept 210 Typie Oehraquox 211 Typie Pelludert 212 Aquentie Chromudert 213 Typic Pelludert

REFERENCES

Sehgal, J., L. & Sys, C. (1970) The soils of Punjab (India).

:;.

**

211 Tropic Haplaquoll 215 Entie Ruptie Chromie Pellustert 216 Typic U stropept 217 Typie Chromudert 213 Typie Argiustoll 219 Typie Pellustert 220 Tropie Natraquoll 221 Aquic Haplustoll 222 Typie Pellustert 223 Typie Pellustert 224 Udie Argiustoll 225 U die Argiustoll 226 Typie Dystropept 227 Typie Dystropept 228 Fluventie Dystropept ::29 Orthoxie Tropud'ult 23) Tropohumod

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23

Summary

The paper deals with the c1assification of 230 profiies ol intertroplcal sOlls from Zaïre for which descriptions and data were published in 1972 (C. SYS).

The profiles are correlated with "Soil Taxonomy". Difficulties are discussed and suggestions for changes in definitions are made.

Application de "SoU Taxonomy" pour les sols du Zaïre (Afrique Centrale)

Résumé

L'article commente la classification de 230 profils de sols intertropicaux du Zaïre pour lesquels les descriptions et la caractérisation analytique ont été publiées en 1972 (C. SYS).

Les profils sont correlés avec "Soil Taxonomy". Les difficultés pour la classification sont discutées et des suggestions pour Ie changement de cer- . taines définitions sont formulées.

Toepassing van" SoU Taxonomy" op de bodems van Zaïre (Centraal Afrika)

Samenvatting

De studie bespreekt de klassifikatie van 230 profielen van intertropische bodems van Zaïre waarvoor de beschrijvingen en de analytische karakte­risaties gepubliceerd werden in 1972 (C. SYS).

De profielen worden volgens "Soil Taxonomy" geklasseerd. De moeilijk­.heden bij deze klassifikatie worden besproken en voorstellen voor het wijzigen van enkele bepalingen worden geformuleerd.

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I PEDOLOGIE, XXV,I, p. 25-39,1 fig., 1 tab., 4 phot. Gand. '75.

LE SOL ET L'ÉVOLUTION MORPHOLOGIQUE DES TERMITIÈRES GÉANTES DU HAUT-SHABA (Rép. Za-.-re)

J. ALONI

Introduction

Les sols des reglOns de l'Afrique occupées aujourd'hui par la savane ou la forêt claire, présentent presque toujours une sub­division de leur «profil» en trois niveaux distincts.

1. Un substratum relativement ancien est altéré chimiquement et assez souvent perturbé mécaniquement dans sa partie supérieure.

2. Une stone-line (ou encore, nappe de gravats) couvre la roche décomposée de façon discontinue. Elle comprend essentiellement des éléments grossiers (au minimum, des gravillons) de roche résistant à 1'altération, et/ ou de débris latéritiques. Son épaisseur moyenne est de l' ordre de 30 cm, dans la région étudiée.

3. Enfin, les terrains de couverture sont constitués de sabIe, de limon et surtout d'argile en proportions variables. Leur épaisseur est également très inégale, de plusieurs mètres en certains endroits, nulle dans d'autres.

A l' exception de cas particuliers, comme celui d'une terrasse fluviatile remaniée sous la forme d'un profil à stone-line, les deux niveaux supérieurs ont une composition variabIe selon l'endroit et qui présente une parenté indéniable avec Ie substratum, parenté qui se marque dans leur composition pétrographique ou minéralo­gique, granulométrique, chimique (v. notamment pour Ie Zaïre, V. Ru HE 1954, C. SYS 1959, G. STOOPS 1967).

Il est couramment admis que la stone-line est un dépöt résiduel faisant suite à 1'élimination des produits fins de l'altération par un agent d'érosion subaérien, Ie ruissellement diffus plutöt que Ie vent (J. DE HEINZELIN 1955). Ce pavage superficiel ancien a ensuite été enfoui sous des sédiments fins d' origine strictement locale. Les

J. Aloni - Ing. Agr. - Chef de Travaux - U. NA. ZA.

25

relations qui existent entre les terrains de couverture et la roche

sous-jaNmh~ éeartent toute possibilité pour les premiers, d'une mise en place après un transport latéral par Ie vent ou l'eau courante.

U n transport vertical de particules fines a donc eu Heu. Peu de chercheurs dénient aux termites une telle activité: galeries sous la stone-line et constructions épigées en montrent l'évidence. Une question grave se pose à propos des quantités déplacées: celles-ci sont-elles suffisant es pour expliquer la masse des terrains de recou­vrement? DÈs 1955, P. NYE (Gold Coast) et J. DE HEINZELIN

(Congo) Ie pens ent et avancent comme argument la vitesse d'édi­fication de certaines termitières b~ties soit par un Macroterrnes, soit par un BelUcositermes. Dans son estimation, de Heinzelin arrive à la conc1usion qu'un recouvrement de 50 cm peut ainsi se former en quelque 10.000 ans. Ce résuItat concorde, dit l'auteur, avec I'age des industries mésolithiques trouvées au sommet de la stone-line.

Dans Ie Haut-Katanga (compris aujourd'hui dans la région du Shaba), C. SyS (1955) a dénombré les termitières géantes dont la construction est attribuée à Macrotermes facilger (appelé aussi Macrotermes goliath~ détermination de A. Bouillon; G. Goffinet, renseignement oral) : de 3 à 5 à l'heetare, ce qui représente, étant donné les dimensions du tertre (5 à 10 m de haut, 10 à 12 m de diamètre de base) de 600 à 2.500 m 3 à I'Ha ou l'équivalent d'une couche continue de 6 à 25 cm. Si cette épaisseur est relativement faible vis-à-vis des terrains de couverture, elle est néanmoins du même ordre de grandeur.

Il est dès lors possible qu'une partie, au moins, des horizons supérieurs du sol entre les tumuli, provienne de l'érosion de ces

. derniers. C'est à la recherche de ces processus d'érosion ainsi que de leurs conséquences, que je me suis limité dans ce premier article.

Genèse et évolution d'une tennitière géante

L'enchaînement des processus grace auxquels une termitière croît puis dégénère, a déjà été analysé par P. GRASSÉ et C. NOIROT (1957). Ceux-ci ont étudié les constructions de Bellicositermes rex dans une large région qui couvre aujourd'hui la République Centre­Africaine, I'Est du Cameroun et Ie Nord de la République Populaire· du Congo (Brazzaville).

Après un stade hypogé, les oU~i riers édifient un co ne primitif dont Ie matériau devient très (;ompact en durcissant à l'air. A I'origine, ce cone ne dépasse guère 10 cm de haut et 59 cm de dia-

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mètre à la base. Tandis que l'habitacle grandit, les termites rema­nient profondément Ie sol environnant, y cr eu sent des galeries, y construisent d'autres chambres.

Le cone épigé primitif s'agrandit par adjonction de parties nou­velles au sommet et sur les flancs, tandis que des cones accessoires sont façonnés en périphérie. L'ensemble de ces constructions est attaqué par les pluies très violentes de ces régions. En séchant, Ie matériau argileux durcit et se crevasse. Des blocs, voire des agglo­mérats plus petits, sont ainsi arrachés par la pluie. Ces déblais se déposent au tour des cones épigés, puis évoluent à leur tour. Leur accumulation forme peu à peu un dome surbaissé dont Ie volume s'accroît aux dépens des matériaux nouvellement arrachés sur les cones. Comme ceux-ci sont inlassablement reconstruits par les ouvriers qui apportent en surface les éléments du sol plus ou moins profond, on aboutit au développement progressif des énormes tumuli caractéristiques de l'espèce.

En dehors de la zone apicale du tertre, les déblais qui étaient remaniés et étalés par Ie ruissellement, finissent par former un véritable sol sur lequel s'installent des graminées, ici Imperata cylindrica ainsi que d'autres végétaux. Lorsque les ouvriers ne construisent plus de cone, la croissance de la termitière s'arrête. La butte se couvre entièrement de végétation. Sous cette forme' stabilisée, elle demeure vivante un certain temps, puis sa popula­tion se raréfie et elle meurt.

En ce qui concerne plus particulièrement l'érosion pluviale de la termitière, PH. BOYER (1958, p. 750) apporte certaines précisions. Les éléments fins du cone d'accroissement et de la partie dénudée du dome sont les premiers entraînés, notamment ceux de la ma­trice après une dissociation des particules sous l'impact des gouttes de pluie. Les gros grains ainsi libérés se détachent et roulent jus­qu'en bas de la pente sous l'effet conjugué du ruissellement et de la gravité. Là, leur dislocation se fait par dessication et réhumec­tation.

Comme Grassé et Noirot, Boyer estime que sur une termitière couverte de végétation, l'entraînement des éléments par ruisselle­ment s'arrête dès que la densité végétale est suffisante. Dans Ie cas contraire, les déblais iront plus loin et pourront se joindre dans les intervalles, ils contribueront à former un sol.

Le monticule qui est arrivé au maximum de son développement présente donc deux parties essentielles : a) un cone d'accroissement (ou bourgeon terminal) directement construit par Ie termite.

b) un dome (corps de la termitière) dû à l'accumulation sur place

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fUfW DUptig plu~ ou moin! importûnte de~ mûtóriÛYli ~rgY.nint Qe l' é Q iQn pluviale du ~ ou des ~ cone ~s ~, plus ou moins remaniés par les tennites et érodés par Ie ruissellement diffus.

Il existe un certain nombre de différences entre les termitières observées par 1'école de P. Grassé et celles que 1'on rencontre dans Ie Haut-Shaba. a) comme nous 1'avons vu, les espèces constructrices ne sont pas les mêmes bien que appartenant toutes deux à la sous-famille des Macrotermitinés. Dans les deux cas, une partie des termitières sont occupées par d'autres espèces dont certaines construisent égale­ment des cones ou remuent simplement la terre et participent ainsi à 1'évolution du tertre.

b) Ie cone primitif est unique chez Macrotermes falciger.

c) les dimensions du tumulus ne sont pas tout-à-fait identiques; la hauteur peut être supérieure au Katanga (Ie maximum peut atteindre 10 m contre 6 m en Oubanqui); par contre, ils sont sou­vent plus étroits à la base (diamètre de 1'ordre de 10 m au lieu de 15 à 20 m).

d) les deux types de domes finissent par se couvrir de graminées: Imperata cylindrica, en Afrique Equatoriale et Setaria termitaria, au Shaba. Dans cette dernière région toutefois, Ie couvert végétal est souvent complété par une série d'arbres et d'arbustes spéci­fiques de ce milieu: espèces considérées comme humides à la base (bambous), espèces probablement xérophiles au sommet (euphorbe candélabre, Ficus elastica, etc).

Malgré les différences que nous venons d'énumérer, les proces­sus qui modèlerit la termitière géante en voîe d'édification sont essentiellement les mêmes dans la région de Lubumbashi et dans les régions étudiées par 1'école française. Toutefois, si lorsque la végétation a atteint une densité suffisante, 1'érosion du tumulus par la pluie et par Ie ruissellement devient pratiquement nulle, les formes n'en sont pas pour autant stabilisées.

En effet, si cette végétation protège Ie sol contre une dessication trop prononcée ou contre l'énergie des gouttes de pluie, la strate arborée, grace à son système de racines, engendre un nouveau type d'évolution de la termitière. Toutes les coupes radiales de tumulus montrent un horizon superficiel continu traversé par un lacis de racines traçantes sur une profondeur de 60 cm environ. Les phéno­mènes d'humectation et de dessication différencient cette partie vis-à-vis ·de la zone interne. Celle-ci reste plus massive alors que l'enveloppe extérieure prend une structure polyédrique. Pendant la saison des pluies, les eaux s'infiltrent principalement Ie long des racines, progressent très rapidement dans la sphère exploitée par

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Photo 1 Termitière sur sol argilo-sableux. Pentes moyennes (au maximum 570 ).

Remarquer Ie bourgeon terminal partiellement érodé. V égétation: souches et rejets d'arbres et arbustes qui ont été exploités, tapis herbacé constitué de Setaria termitaria.

Photo 2

Termitière sur sol argileux. Pentes assez faibles, sommet arrondi. Rejets et touffes brûlés après exploitation et feu de brousse.

la végétation tandis qu'au contact de la zone massive, la percola-

tion se ralentit. Deux à troi~ mQi~ ç,~ nU à; ~a uüiuon ~ebhul les terres de la couche externe conservent un taux d'humidité très élevé et lors de pluies violentes, leur base peut atteindre la saturation. Une zone de faible résistance naît ainsi sous l'horizon riche en racines. Celles-ci ne pourront donc s'opposer aux glisse­ments (photo 3) qui vont se produire sur les pentes raides de la termitière.

Ces glissements modifient les formes de la termitière: un des flancs devient plus redressé donnant au profil du monticule une allure asymétrique (schéma 2b). La partie supérieure de la cica­trice ne restera nue que peu de temps. Une végétation pionnière (mousse, lichen) s'y développera assez rapidement. En effet, d'une part, la pente forte la prémunira d'un impact trop violent des gout­tes de pluie et d'autre part, elle ne sera pas l'objet de remaniements incessants comme les ouvriers en effectuent, par exemple, sur Ie bou~geon terminal.

Quant à la masse de terre abandonnée par Ie glissement au pied de la butte, une part plus ou moins importante sera reprise par Ie ruissellement diffus selon la nature du matériel qui la compose. Elle peut disparaître complètement mais la plupart du temps, elle formera, après tassement une sorte de glacis de pente assez faible en moyenne sur lequel les troncs recourbés de certains arbres seront Ie dernier vestige du glissement qui lui a donné naissance.

Les glissements qui affectent les versants de la termitière géante ne se produisent avec la même fréquence ni avec les mêmes effets sur tous les types de sol. Nous avons sélectionné quatre types de sols pour lesquels la silhouette de la termitière était assez diffé­rente (schéma 2). Nous en avons analysé la forme et nous avons confronté celle-ci avec certaines propriétés mécaniques des sols sélectionnés.

1. Les sols argilo-sableux rouges ont une structure grumeleuse fine ou moyenne, relativement bien développée. La roche sous­jacente est un complexe ou prédominent la dolomie, Ie grand conglomérat (Kundelungu) dont la matrice est carbonatée, ou encore les schistes dolomitiques de la série des Mines. Les couleurs varient de 2.5 YR 3/ 2-4/ 4 à 10 R 4/ 6-3/ 6. La teneur en argile du sol est en moyenne de 45 % . Celle des termitières est plus élevée (50-55 % ). Les tertres ont 6 à 7 mètres de haut et 10 à 11 mètres de diamètre à la base. Les valeurs des pentes oscillent entre un maximum de 59° te un minimum de 27°. Bon nombre des tumuli portent un bourgeon terminal. La densité est de l'ordre de 4 à l'Ha. 2. Les sols argiLeux ocre rouge. La structure grumeleuse grossière des sols est bien développée. On les trouve surtout sur les schistes

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Photo 3

Termitière sur sol limono-argilo-sableux. Glissement brutal sur un flanc lais­sant une cicatrice en pente très raide (700 ).

Photo 4

Même sol que pour la photo 3. Glissement assez récent, (obliquité du tronc de l'arbuste situé à droite). Allure asymétrique qui en dérive: sur Ie versant affecté par ce glissement, pente raide surmontant amas transitoire. A l'arrière-plan, à gauche, une ter­mitière aux flancs assez raides.

et calcschistes du Kundelungu. Ces sols sont de couleur 5 YR 3/2-

J)a. lIs sUppo14téh~ d~~ t~~Mi!ià,aQ dont In tQnQUF Qn ~railQ @~t supérieure à 60 %. Les monticules présentent une forme très sur­baissée à sommet arrondi. La hauteur des buttes (photo 2) est de 3 à 4 mètres. Le diamètre ne dépasse guère les 10 mètres malgré un élargissement important de la base. Leurs pentes sont donc plus douces que dans les autres types de sols. Elles se situent entre 17 et 50° seulement. La densité y est cependant plus importante(l), 5 à l'Ha, mais Ie volume de chaque mamelon reste faible.

3. Les sols limono-argilo-sableux jaunes à structure grumeleuse moyenne se développent sur certaines roches du Kundelungu moyen et inférieur. La teneur en argile du sol ne dépasse pas 40 %. Les teintes sont de 7.5 YR 6/ 4 à 10 YR 5/2-6/6. Les termitières (photo 3) peuvent atteindre 7 à 8 mètres de haut et plus (jusqu'à 11 mètres). Les versants sont aussi plus abrupts. Alors que l'incli­naison maximum est de 57°, Ie minimum garde une valeur élevée de 49°. C'est dans ces sols que la densité des tertres est la plus faible: 3 termitières à l'ha. Toutefois, leur volume total est aussi important que dans les autres types de sols. Les asymétries sont très fréquentes (photo 4).

4. Les sols sableux sur substrat gréseux sont sans structure. Les termitières ont des dimensions inférieures à toutes les autres for­mes précédentes. Les versants y sont plus raides, subverticaux. Il n'y a pratiquement pas d'étalement de terre à la base, ni d'asymé­trie marquée (schéma 2c).

Pour essayer de comprendre les caractéristiques du sol qui con­trolent ces phénomènes, nous avons eu recours à la mesure des limites d'Atterberg(2). Mais avant d'analyser les résultats, reten.ons qu'un sol qui · a les limites de liquidité et de plasticité faibles est aisément sujet aux glissements tandis que un sol dont ces limites sont élevées devra emmagasiner une quantité d'eau plus importante avant d'arriver au même résultat. Un indice de plasticité élevé indique que Ie sol conserve des propriétés plastiques pour une gamme de teneursen eau étendue (J.M. AVENARD, 1962; J. TRICAR'I)

1965). En d'autres termes, cela signifie que l'indice de plasticité

(1) La densité est fonction du pourcentage d'argile du sol. (2) - La limite de liquidité (L.L.) est la plus faible teneur en eau, exprimée

en pourcentage de poids sec du sol, à partir de laquelle apparaissent les propriétés d'un liquide.

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- La limite de plasticité (L.P.) représente la teneur en eau d'un fuseau de sol qui se brise en petits tronçons lorsqu'il atteint 3 mrn de dia­rnètre, en roulant une pate de sol entre la paume de la main et une plaque de verre.

- L'indice de plasticité (I.P.) est égal à L.L.-L.P.

joue surtout sur Ie caractère progressif ou brutal avec lequel Ie mouvement peut se réaliser, car dès que la limite de plasticité est atteinte, un sol se déformera de toute façon même si on n'arrive pas à la limite de liquidité (il suffit par exerpple, que la pente soit assez redressée) mais les matériaux seront plus difficilement mobi­lisés par Ie ruissellement dans Ie cas d'un indice de plasticité et, par conséquent, d'une limite. de liquidité plus élevés.

Ces limites sont en rapport avec la quantité d'argile, d'humus, de fer, que Ie sol contient. D'après J.M. AVENARD (1962), A. COMBEAU (1964), P. USSELMANN (1971), la corrélation entre les limites d'Atterberg et Ie taux d'éléments fins serait encore plus étroite si au lieu de ne considérer que les seules argiles granulo­métriques (0-2 microns), on prenait en considération les par­ticules de 0 à 2 ~. L'influence des oxydes de fer se mar­querait plu tot au niveau de la limite de liquidité que de la limite de plasticité. Ce qui veut dire que la présence d'oxydes de fer tendrait à accroître l'indice de plasticité (A. COMBEAU, 1964). Quant à l'humus, il semble que les termitières géantes soient plus pauvres encore en eet élément (0,35 %, BOYER, 1955) que les sols tropicaux dans lesquels elles se trouvent. Pour cette raison, les matières organiques ont été considérées comme négligeables. N ous avons pris la précaution de prélever les échantillons analysés en des sites homologues, c' est-à-dire plus ou moins à la même profon­deur (30-40 cm) de la partie directement soumise aux glissements (flancs).

En tenant compte des remarques précéden tes, Ie tableau (1)

ei-dessous montre que :

Type de 0-20 JL % Fe20 a L.L. L.P. I.P. sol Total

1 56 13 42,7 20,1 22,6 58 29,9 17,7 12,2

2 76 8 45,9 27,2 18,7 3 55 5,5 28,5 17,6 11,9 4 49 26,1 15,7 10,4

- les différentes limites d'Atterberg s'accordent bien avec la granulométrie selon Ie principe exposé plus haut. On serait tenté de dire la même chose pour les oxydes de fer, mais l'ab­sence de résultat pour deux échantillons ne nous Ie permet pas.

(1) - Chacune des analyses a été faite au moins deux fois. Elles ont été eftectuées au laboratoire du professeur A. Pissart, à l'Université de Liège. Nous remercions celui-ci, ainsi que Ie personnel de son labora­toire, pour l'aide qu'ils nous ont aimablement apportée.

- Les chiffres de la première colonne renvoient aux différents types de sols distingués plus haut.

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les termitières en sollimono-argilo-sableux (3) et en sol sableux

(4), ayant les limites de liquidité et de plasticité les plus faibles

sont en effet plus sujettes aux glissements. On y trouve les mouvements de masse les plus importants et les pentes les plus abruptes. Les asymétries qui en résultent sont toutefois absen­tes ou presque, sur sol sableux. Cette différence proviendrait du fait que malgré les indices de plasticité assez proches dans les deux sols, les limites de liquidité relativement plus faibles des sols sableux, permettraient au ruissellement d'en éliminer rapidement les terres glissées, tandis que celles-ci séjourneraient plus longtemps aux pieds des versants dans les sols limono­sablo-argileux.

les termitières sur sols argileux (plus de 60 '% d'argile) mon­trent une faible tendance aux glissements. On peut penser que la grande cohésion des matériaux favorise plutot les éboulis (par petits agrégats) dans la première phase. Ceux-ci sont sur­tout dus à l'effet de splash après dessication à la surface du bourgeon terminal. Le dome surbaissé à sommet arrondi qui en résulte est d'ailleurs, par sa forme et par ses propriétés plastiques, peu propice aux glissements. Il continuera à évoluer sous Ie controle du seul ruissellement diffus alimenté par les phénomènes de bioturbation et l'effet de splash. Une certaine quantité d'éléments fins peut ainsi être transportée en suspen­sion sur des distances plus grandes que sur les sols moins argileux. Sur ceux-ci, la faible fraction sableuse remaniée par Ie ruissellement reste à peu de distance du pied du tumulus.

les buttes sur sol argilo-sableux semblent avoir un comporte­ment intermédiaire entre les deux extrêmes que nous venons de décrire.

Il existe donc, après la colonisation par la végétation de la ter­mitière, un ensemble de processus ou domine Ie glissement de terrain, capables de prendre Ie relais du premier système érosif fondé sur l'éboulis de bloes de terre après dessication. Les deux systèmes peuvent fonctionner de façon concomitante mais ils restent concurrents. Selon la texture du sol, l'un ou l'autre sera favorisé: sur sol argileux, l'éboulement l'em!)orte et contrarie d'ailleurs l'installation d'une couverture végétale, sur sol plus gros­sier, les constructions des termites sont plus résistantes et les glissements affectent alors les versants restés assez raides.

Selon nos observations, ces termitières aux flancs redressés por­tent moins de traces d'une érosion actuelle. En outre, elles portent moins de bourgeons terminaux actifs et elles sont associées à des terrains de couverture moins épais: elles évoluent plus lentement

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que les autres ou la destruction des parties construites semblent stimuler l'activité des termites.

Lorsque les termites abandonnent définitivement Ie tumulus qu'ils ont créé ou entretenu, l'édifice se dégrade lentement mais de façon irrémédiable (schéma Ic): aux glissements succèdent les écoulements boueux puis un ruissellement chargé.

Au Katanga, cette dernière phase a été signalée par M. STREEL (1961, p. 144-148) dans une partie de la plaine de la Lufira moyen­ne. Le phénomène est, en effet, limité aux fonds de vallées évasées et mal drainées (dembo) ou les sols restent très humides même pendant la saison sèche et ou les termites n'ont pu se maintenir. En effet, bien qu'une humidité élevée soit nécessaire pour l'édifi­cation de leur habitat et Ie conditionnement de l'air des galeries (humidité relative de l'atmosphère 70 à 90 % , GRASSÉ et NOIROT, 1948), les termites ne peuvent cependant vivre dans des sols saturés.

Selon l'auteur, les termitières sont de plus en plus érodées à mesure que l'on approche du centre de la dépression. Les sols des termitières montrent partout, même en profondeur, une composition bien distincte des argiles lourdes de la plaine qui sépare les mame­lons. Seuls les horizons supérieurs des espaces entre les buttes ont une granulométrie identique à celle des tertres. Une telle dis­position implique la succession de phénomènes suivants:

a) édification des termitières géantes dans un miliieu plus sec que l'actuel;

b) modification du drainage dans Ie fond de la dépression: les termites abandonnent la zone submarécageuse ou se déposent les argiles lourdes;

c) destruction ultérieure des termitières et épandage de leur sub­stance sur une zone de 50 m de diamètre environ (visible sur photo aérienne grace à une végétation différente).

La formation de ce champ de termitières est donc antérieure au tournant climatique vers l'humide et qui remonte, selon J. Alexandre (communication orale) , à plus de 7.000 ans.

Il est possible et même vraisemblable que toutes les termitières géantes du Shaba aient une origine aussi ancienne. Malgré la len­teur de certains processus, Ie temps pendant lequel les tumuli ont été soumis à l'érosion, peut expliquer l'épaisseur des terrains qui couvrent une stone-line également très agée. Ceci rejoint les opi­nions de P. NYE (1955) et J. DE HEINZELIN (1955) rapportées plus haut.

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ConclU5io~

L'histoire d'une termitière géante peut présenter trois phases selon la nature et l'importance de l'érosion vis-à-vis de l'activité batisseuse des termites.

1. La première phase est caractérisée par l' éboulement de bloes plus ou moins importants après dessication et attaque directe par la pluie. Ce type d' érosion se développe uniquement sur les parties que les termites viennent d' édifier et qui ne sont pas encore colo­nisées par la végétation.

2. Dans une deuxième phase, les glissements de terrain apparais­sent. Ils affectent principalement les flancs redressés du tertre maintenant couverts de végétation.

3. Enfin, après abandon du marneion par les termites, dans cer­taines zones défavorisées, une rétrogradation lente et presque com­plète peut se produire au cours de laquelle, Ie ruissellement diffus puis le splash, également présents dans les autres phases, restent les seuls à agir.

1. EVOLUTION OE LA TERMITIERE

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2. TYPES DE TERMITIERES

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36

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De tous les processus érosifs évoqués plus haut, nous avons vu que seul Ie ruissellement diffus est capable de transporter des particules de sol depuis les monticules jusqu'au milieu des espaces intercalaires (éloignement moyen entre deux termitières de l'or­dre de 60 m). Une végétation clairsemée, un sol assez argileux tant sur la termitière que sur la surface d'épandage sont favora­bles à eet agent d'érosion. La pente est aussi un facteur propice à son action, mais il existe un optimum au-delà duquel l'effet préa­lable du splash diminue et fournit de moins en moins de parti­cules au ruissellement.

L'éhoulement, Ie glissement ou Ie splash agissant seul n'ont qu'un effet local. Le premier intervient dans Ie modelé du tertre lui-même tand is que Ie deuxième contribue à la formation d'un glacis au pied de la termitière. Les masses affectées par l'un et l'autre sont relativement importantes tand is que les effets du ruissellement sont plus discrets et plus efficaces pour autant que les conditions ne Ie rendent pas impossible. En effet, s'il est démontré qu'il peut transporter des sédiments de la termitière à plusieurs dizaines dè mètres de distance, au-dessous de dépöts argileux saturés en eau, il n'en est pas de même sur Ie sol bien structuré et bien aéré qui couvre Ie substrat bien drainé d'une ancienne surface d'aplanisse­ment comme il en existe couramment dans la région du Shaba. Dans ces cas, qui sont la majorité, il semble qu'il faudra faire appel pour expliquer les terra ins de couverture, non seulement au rema­niement des terres venant des grandes termitières mais aussi à des constructions termitiques aux formes et aux volumes moins appa­rents. N ous pensons aux galeries de terre sur les arbres, aux galeries dans et à même Ie sol, aux remplissages et aux enrobages des troncs d'arbres morts, de branches tombées, de chaumes cou­chés. Toutes ces constructions se détruisent et se reconstruisent plus facilement que les termitières géantes, et souvent plusieurs fois l'an. Elles sont l'objet d'un travail qui est en cours.

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Résumé

* **

Les termitières géantes de la région du Shaba ont une évolution très com­plexe. Dans une première phase, prédomine la construction par les termites et la destruction partielle par éboulement après dessication superficielle. Dans une seconde phase, la termitière est colonisée par la végétation et des glisse­ments se produisent sur ses flancs. Enfin, les termitières abandonnées peuvent être ef!acées du relief par Ie ruissellement dif!us et Ie splash, à condition de laisser agir ces processus pendant plusieurs milliers d'années.

La forme des termitières ainsi que la part des terraÏns de couverture, et par conséquent des sols, qui en provient par érosion et colluvionnement, dé­pend essentiellement des qualités plastiques des horizons supérieurs dans Ie monticule.

De bodems en de morfologische evolutie van de grote termietenheuvels van Opper-Shaba

Samenvatting

De grote termietenheuvels in Shaba hebben een complexe evolutie doorge­maakt. In de eerste fase noteert men de opbouw van het termietennest en de gedeeltelijke vernietiging ervan door oppervlakkige uitdroging. In een tweede fase wordt de termietenheuvel door een plantenbestand gekoloniseerd terwijl er zich nog bodemafschuivingen voordoen op de randen. Uiteindelijk kunnen de verlaten termietenheuvels volledig weggeërodeerd worden.

De vorm van de termietenheuvels, alsmede het deel van de oppervlakte­lagen die er van afkomstig zijn, wordt sterk beinvloed door de plasticiteit van het bovenste gedeelte van het nest.

Soit and morphological evolution of the big termitaries of the High-Shaba

Summary

The big termitaries ofthe Shaba region have a very complex evolution. In the first phase, the eonstruction by the termites and the partial destruetion by falling in af ter superfieial dessieation is noticed. In the second phase, the termite mound is colonized by the vegetation and slidings oecur on its flanks. Finally, the abandoned termitaries ean be erased from the relief by the run of! and the splash, providing that this process is left free to operate during thousands of years. .

The form of the termite mounds and the part of the parent mate rial of the interealie soils which arises from them depends mainly upon the plastic quali­ties of the upper horizons on the mounds.

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PEDOLOGIE, XXV,l. p. 40.55, 5 fig., 2 tab. Ghent, 1975.

NATURE AND EVOLUTION OF SOILS DEVELOPED ON THE GRANITE COMPLEX IN THE SUBHUMID TROPICS (IVORY COAST)

11. MICROMORPHOLOGY AND MINERALOGY

1. Introduction

W. VERHEYE

G. Sroops

The typical catena developed in the granitic landscape of the central Ivory Coast and adjacent areas south of the Sahara includes six profiles, three of which characterize the plateaus and the others the valley slopes and depressions.

The plateau soils have invariably formed in the granitic residual materials either as sedentary profiles directly developed from the underlying bedrock, or as drift soils evolved in the transported sedi­ments that cover large surfaces on top of the former lateritic areas. It is likely to assume that most of the sedentary profiles are located on granitic domes or elevated areas which have not been affected by the incision of the Pleistocene river system. Morphological and physico-chemical characteristics of these units are indicative for the intense weathering of these profiles, corresponding with the Oxisol-stage of soH development (USDA, 1973).

The drift soils on the other hand, - being by far the most ex­tensive soil group of the area, - are genetically related to the pre­sence of a drift mande which, in successive stages, has accumulated on top of a laterite crust; the drift deposits may originate from the erosion of weathered sedentary units, as weIl as from the break­down of ironstone layers, bauxite crusts or granitic bedrocks. The observation of superposed graveIly and almost non gravelly, of ten

W. Verheye. - Dr. Sc. Appointed Research Fellow, Nationaal Fonds voor Wetenschappelijk Onder-zoek, Laboratorium voor Fysische Aardrijkskunde en Regionale Bodemkunde, Rijksuniversiteit, Rozier 44, B-9000 Gent, Belgium. G. Stoops. - Dr. Sc. - Lector. Geologisch Instituut, Rijksuniversiteit, Rozier, 44, B-9000 Gent, Belgium.

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sharply delineated layers in one and the same profile may illustrate the polygenetic character of these soils. The distinct clay mobility, expressed by the presence of evident clay cutans, and the occur­rence of some weatherable minerals within the profile suggest, at least for the deeper non eroded units, a relatively mature but not excessively advanced profile development which, in terms of Soil Taxonomy (USDA, 1973), corresponds to the Alfisol stage. The strongly eroded and rejuvenated profiles in this landscape may on the other hand include enough weatherable minerals as to be cor­related with the Inceptisols.

On slopes and in depressions the soils have been intensively depleted in coIloids and bases, insofar that they may be classified as Quartzipsamments.

The morphological and physico-chemical properties of the dif­ferent catena-members are described by VERHEYE (19'74). This study illustrates the micropedological and mineralogical charac­teristics of the plateau soils, including both sedentary profiles and soils on drift deposits.

2. Micromorphology and mineralogy of the sedentary soils

The deep sedentary soils are reddish sandy clay loams with a somewhat coarser textured topsoil; plinthite is scarce or absent. The saprolite may attain a depth of more than 15 m. The parent rock, commonly defined as a « granite calco-alcalin à deux micas »

on the geological map (BAGARRE & T AGINI, 1965) may show im­portant variations, even over short distances; darker coloured veins, of ten extremely rich in biotite, are sometimes present as intrusions in the comparatively leucocratic main body of the granite.

Field observations at the type location indicate a relatively im­portant root activity in the superficial 60 cm, an organic matter content which decreases gradually with depth, and a good porosity throughout; the structure is moderately to weakly developed in the upper horizons, and decreases in the subsoil.

The lower saprolite, sampled at 15 m depth, (C4 horizon, thin sec­tion 7457) has a relatively weIl preserved r.ock structure. The mine­ralogical composition is characteristic ·for a granodiorite, which has undergone a mechanical pressure and subsequent partial disin.­tegration, as is illustrated by many inter- and transmineral cracks. The unaltered substratum contains essentially plagioclases, locally affected by saussuritization, microclines and green hornblendes, the latter being sometimes altered to biotite; quartz and biotite are present in somewhat smaller amounts. Unweathered zircon, epidote, titartite and apatite, - the latter of ten occuring inside the horn­blende crystals, - are the main accessory minerais.

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rrhe 'n i~i~l't! Dhamionl wQ~th~rinQ in thi~ deeper zone ia r~flcGte\l ln Ulç ~lightly li8hter colour and decreasing pleochroism and bire-

fringence of a few biotites, or by the occasional appearance of kao­linite plat es between their lamellae. Transversal cracks in the green hornblende contain sometimes a faint greenish, cryptocrystal­line fibrous or platy material that has an orientation parallel to the walls.

Chemical weathering in the 12 m zone (C3 horizon, thin section 7456) is, in comparison to the deeper layers, much intenser. Al­though part of the original rock structure is preserved, most of the primary components have already undergone some transfor­mation. This is reflected in thin sections by the gradual appearance of a fine mass of kaolinite booklets (15-70 ' micron), which fill the voids between the larger hiotite, hornblende, microcline and quartz crystals.

Microcline and quartz are generally not affected at this depth. Biotites however are strongly weathered and besides a few that, although strongly bleached and with a restricted birefringence, seem to be more resistant, most of them are partly or totally kaolin­ized. The process starts often along cracks following fracture planes, either with the intercalation of kaolinite flakes between the mica lamellae, or with the gradual exfoliation of the (hko) faces, followed by the isomorphic transformation of the complete crystal. This may induce an irregular expansion of the mica and cause a dis­location of the original structure. This hypothesis gives a plausible explanation for the origin and nature of the fine, randomly arrang­ed kaolinite booklets present in the middle and upper saprolite zone.

Plagioclases are absent in this layer; they seem to be transformed to kaolinite without any intermediate weathering stage. A similar transformation process is affecting the hornhlendes which tend to disappear. The oriented crystallites which covered crack surfaces inside the mineral in a previous weathering stage, form now an open tridimensional network, with cells that are empty or that contain only traces of partly «dissolved», very irregular fragments of the original hornblende; in agreement with similar observations made in Lower Zaïre (STOOPS, 1968) their basal planes are strongly cor­roded.

Leucoxene pseudomorphs af ter titanite are occasionally observed at this level.

Study of the upper saprolite, sampled at 6.5-7 mand 3.5 m depth, illustrates the further weathering of primary rock constituents and a gradual rearrangement of secondary components into soi! material.

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Fig. 1

Relatively fresh horn­blende, with local inc1u­sions of apatite (A) and some initial c1ay forma­tion in transvers9l cracks; C4 horizon of sedenhry profile; plain light; 170 x.

Fig. 2

Partly weathered horn­blende showing a tri­dimensional open net­work of weathering produets as last remains of the original structure ; C3 horizon of sedentary profile; crossed polari­zers 170 x.

Fig. 3

Kaolinization of biotite crystals, resulting in the formation of a ground­mass composed of pseu­domorphic kaolinite booklets; C2 horizon of sedenbry profil2; cros­sed polarizers 170 x.

At 0.5-7 m depth (thin section 7455) the rock structure, with an identical fabric and composition as the less altered material below

1 is locally preserved; a steadily increasing amount of reddish, hetero­geneous weathering products intercalates however hetween the unaltered zones. In those areas where the weathering is the less intense, sm all microcline crystalls are gradually transformed into an allotriomorphic granular kaolinite mass, and biotite lamellae may occasionally he observed inside the coarser kaolinite books. In a second and more advanced weathering stage a reorganization of the material takes place and a fine groundmass is formed, whe­rein splitters of biotite, next to fragments of kaolinite booklets and grains of quartz or microline ar,e randomly emhedded. Part of the yellowish gray fine mass tends more over to get oriented, as for example around the coarser particles; in addition, fine clay cutans,

. whether or not mixed with a small amount of liherated iron oxi­hydrates, are deposited in the cavities. These cutans may later he disrupted and fragmented; bow-shaped arrangements hereby ob­served suggest that part of this destruction process may be due to biologica] activity (striotubules?) or slumping.

In the reddest flecks many of the kaolinitic booklets and the surrounding areas are covered or impregnated with aporous mass of cryptocrystalline iron oxihydrates. Fine goethitic material pre­sent in these zones may be related to the in situ liberated iron compounds or to the former, now disturbed ferri-argillans.

At 3.5 m depth (thin section 7454) the last traces of the original rock fabric have almost completely disappeared, and broad zones of reddish coloured material become dominant. Some of these con­sist of white kaolinized biotite pseudomorphs, covered by red cry­stallites of hematite; locally, the latter tend to accumulate subcu­tanically to the pore spaces (cfr. laterization described by SCHMIDT

LoRENZ, 1964, STOOPS, 1968). A relative increase of quartz grains and ferri-argillans is more over noted in this layer.

In the soil horizons two main components can be distinguished : (i) poorly sorted sand-size quartz grains, mixed in the toplayers with a few, partly weathered microclines and (ii) a reddish co­loured diffuse ma ss of clay-size material. Their related distribution is essentially single spaced porphyric.

The quartz grains are comparable to those observed in the saprolite zone. They show the same wavy extinction and have simi­lar inclusions; some contain veins of hematite. Size and shape of the individual grains undergo however a certain evolution through the profile, with a gradual breakdown of the coarse fragments to­wards the top of the solum. The relative importance of the small angular grains reaches a maximum in the A3 horizon (thin section

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Fig. 4

Incipient formation of kaolinite between the biotite lamellae; Ca ho­rizon of sedentary pro­file; S. E. M. photo, 1100 x.

7450); due to the lateral accunlulation of fresh and unsorted parti­cles on top of the profile this evolution is somewhat masked in the surface layer (thin section 7449).

The relative frequency of the quartz occurrence in the different soH horizons (tabie 2) indicates a distinct increase towards the surface; the presence of a less compact microstructure, which is linked to the former evolution, is illustrated by the gradually in­creasing importance of the voids. In this upper section of the pro­file a chitonic-gefuric and close porphyric related distribution is noted.

Traces of partly weathered microclines are only observed in the surface layers. As no other weatherable minerals are noted in the deeper horizons it may be assumed that these feldspars are palrt of a material that is deposited by lateral soi! movements.

The fine groundmass is mainly composed of an intimate mixture of clay and iron-oxihydrates which, in most cases, can hardly be differentiated in individual components (tabie 2). Iron-impregnated clay, being probably at the origin of the formation of ferrous glae­bules or ferrans, is rarely observed. An early individualization of a few of these oxihydrates in fine nodules is on the other hand only noticed in the toplayers, where the alternate wetting and drying of the soH mass is stronger felt. Some clay cutans are occasionally observed along pore spaces in the deeper layers; fragments of those, mostly stress deformed, occur also in the groundmass.

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Fig. 5

Oïdal pellets in the BI horizon of the sedentary profile; plain light; 170 x.

Skel- and masepic fabrics, locally grading to asepic in the upper . horizons, are common for the soil layers; a weak oidsepic fabric is however of ten present, reaching a maxima 1 development in the Aa- (thin section 7450), Bl (7451) and B 20Xl (7452) horizons; the singl,e oïdal components have approximately the same size (50-100 micron) as the loose clay pellets found in some voids; a gradual transition between both is frequently observed (photo 5).

Study of the clay and silt fractions by X-ray diffraction confirms the formerly described mineralogical evolutions in the profile (tabie 1).

From the primary minerals present in the deeper saprolite (C4-

horizon) hornblende and feldspars disappear almost instantly, followed by the somewhat more resistant biotites, from which rela­tively distinct reflections persist up to the Ca layer. Quartz, kaolin­ite and iron compounds are absent or appear only as tra ces in the C4 horizon; their importance increases however rapidly, and in the upper saprolite zone (Cd and the soil horizons they have be­come the dominant components of both the clay and silt fractions.

The presence of a relatively instabie montmorillonite fraction in the C 4 horizon seems to be related to the formation of a transitional weathering product of some biotites before their transformation to kaolinite; the final destruction is already achieved in the middle saprûlite section. The small10 À reflection persisting in the spectra of the soil horizons may on the other hand be explained by the pre­sence of minor amounts of iron-coated, and thus protected biotites in this part of the profile.

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Table 1

Evolution of the mineralogical composition in the different horizons of the sedentary profile, based on the reflection intensities of X-ray spectra (0 = absent; - = very weak; + = weak; ++ = moderate; +++ = strong).

Silt fraction Clay fraction

Horizon Ul Ul Q) Cl)

Ul +> Ul +>

and Cl) CIS Cl) CIS Cl) +> ca .a Cl) +> ca '"' Ul

"0 ;..::::l '"' Ul

"0 e '"' "0 depth in

"" s:: e Cl) ~ Q)

~ s:: Cl) ~

CIS Q) s:: ..c: +> Cl)

~ tl . cm ~ ~ Cl)

~ '>< :5 N ~ ~ Q)

+> 1:: Ul :::! >< "0 :a 0 '0 CIS "0 +> 0 ....... 0 0 ~ I

~ ;::l ~ 0 0 ~

I Q)

i:Q --... Q) i:Q

Cl)

~ ::r:: N ~ G ~ ::r:: N ~

$ ] N

1:: 0 CIS CIS ;::l ~ G

Al 0-25 0 0 0 0 + +++- 0 0 - 0 + +++ +++ As 25-60 0 0 0 0 + +++- 0 0 - 0 + +++ +++ BI 60-110 0 0 0 0 + +++ 0 0 0 - 0 + +++ +++ B20xl 110-140 0 0 0 0 + +++ 0 0 0 - 0 + +++ +++ B2ox2 140-180 0 0 0 0 + +++ 0 0 0 - 0 + +++ +++ Bs Cl C2 Cs C4

180-240 0 0 0 0 + +++ 0 0 0 - 0 + +++ +++ at 350 0 0 0 0 + +++ 0 0 0 - 0 + +++ at 650 0 0 + - -+++ 0 0 0 + 0 -+++ at 1200 0 o +++ + o +++ o ++ - ++ - 0 ++ at 1500 - - +++ ++ 0 + 0+++ +++ +++ ++ 0 -

3. Micromorphology and mineralogy of the deep drift soils

The deep-drift soils are situated on the ahnost flat plateau areas of the formerly laterized granite landscape. The profile has develop­ed in a reworked and therefore allochtonous material that can be composed of erosion products from variabIe origin. The frequent­ly observed superposition of gravelly and almost non gravelly layers in one and the same profile illustrates the polygenetic origin of the drift mantle.

Field observations at the type location permit the identification of a three-Iayer profile, overlying at resp. 55 and 100 cm a partly truncated second and third soil. The profile on top of the sequence is characterized by a rather distinct horizon differentiation, with a dusky red colour in the surface layers and a dark reddish brown aspect below. The gravel content, which is moderate in the topzone, increases rapidly with depth. The texture of the fine earth fraction ranges between sandy loam and sandy clay loam; a . distinct clay gradient is hereby observed and continuous clay skins are present in the lower horizons. The structure is weak throughout.

The second layer occuring between 55 and 100 cm depth, has no more be differentiated; it consists of a strongly mottled, slightly gravelly sandy clay loam layer, which overlies an alternating se-

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+ + --

~ ence of older drift deposits. The hard laterite crust is reported

at 14 m depth.

Analytical data for the supeJlClal1GG cm ~nd~ca!è M~tiRDtly ~l kaline pH throughout and a rather good clay activity. The organic carbon content is about 1 % in the surface horizons, and decreases rapidly in depth. The free Fe20S percentage is maximal (4.8 %) in the subsurface layers.

The Al horizon (thin section 7320) is dominated by a very he:­ter.ogeneous mixture of coarse elements that are embedded in a brownish clay mass with many small dots of ferrous oxihydrates . . The related distribution is gefuric.

The coarse fraction is mainly composed (table 2) of subangular quartz grains, some microclines and a few strongly corroded plagio­clases. A significant amount of subrounded sesquioxidic (lateritic) nodules, with a variabie internal fabric, has moreover accumulated in this layer. It is not excluded that some of them, where the crystallization of the iron-oxihydrates was less complete, have been broken down during or af ter the transport following their formation. Compared to the horizons below, the toplayer includes a distinctly higher amount of coarse elements, - and this statement refers as weil to the quartz components as to the weatherable feld­spars and lateritic nodules.

Plant remains occur of ten as red coloured humus fragments; phytolites are rare.

In the B] horizon (thin section 7321) the fine mass is almost as important as the coarse fraction, which is now completely domi­nated, - except for a few microclines, - by angular and suban­gular quartz grains (tabIe 2). Coarse subrounded sesquioxidic (late­ritic) nodules with sharp boundaries remain common in this hori­zon; some of them have a prominent saprolitic fabric.

The groundmass has generaIly a yeIlowish-brown colour, but somewhat darker areas comparable to those described in the A­horizon, may locally be observed; the amount of smaIl opaque dots and zones with a diffuse iron-impregnation becomes gradually more important. Yellowish illuviation cutans are rather frequent in this layer.

The thin section of the IIB2 horizon (7322) shows a very hetero­geneous material, composed of angular to subangular quartz grains and sesquioxidic nodules with a variabIe composition, embedded in a dense clay-iron mass. The related distribution is porphyric.

The amount of individu al quartz grains dispersed throughout the groundmass is rather small (tabie 2); an appreciabIe quantity of quartz components is however entrapped in the lateritic no-

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dules. These have generally a reddish colour, and show a saprolitic or soi! fabric; nodules with characteristics of both, or including materials with intermediate properties, are also observed. Fabric and composition of the saprolitic parts are similar to those described in the sedentary profiles; gibbsite crystals occuring between the 001 lamellae of the biotites are only reported in the drift materiaIs.

The nodules having a soi! fabric are generally composed of a homogeneous, yellowish, clear clay mass, in which subangular quartz grains and clay iIluviation cutans are the main inclusions. In complex nodules, containing both soi! and saprolitic components compound clay illuviation cutans penetrate sometimes the soi! material as weIl as the saprolite section.

In the dense groundmass, which constitutes ab out half of the total soi! volume, a distinct segregation of iron-oxihydrates is

Table 2

Point-count analysis, indicating the relative frequency of microscopie features in the studied profiles(*)

Soil type and horizon

characterization

1. Sedentary soil Al 0-25 cm A3 25-60 cm BI 60-110 cm B20xl 110-140 cm B2ox2 140-180 cm 2. Deep drift soil All+12 0-32 cm BI en 32-55 cm IDB2 55-100 cm 3. Eroded drift soil Al 0-24 cm AC 24-66 cm IIR 66 cm +

Microscopie features (surface % of solid phase)

60.4 1.4 30.8 56.7 0.8 37.1 45.8 0 51.3 42.6 0 53.9 38.8 0 57.1

45.1 3.2 16.3 37.7 1.2 30.9 13.9 1.0 28.3

58.9 5.8 31.4 54.5 2.8 18.9 16.9 3.0 10.3

o 0.5 o 0.2 o 0.7

1.0 0.8 1.2 1.0

o 1.4 7.3 2.9 7.2 20.9

o 1.5 0.1 2.2 1.3 17.0

4.9 0 4.5 0 1.8 0 1.2 0 1.6 0

0.9 32.4 0.9 19.0 0.4 28.2

0.7 0 0.3 20.6 0.5 51.0

lil

! 1.5 0.3 0.2 0.1 0.1

0.7 0.1 0.1

0.7 0.2 o

0.5 6.5* 0.4 10.8 0.2 10.7 0.4 6.8 0.2 5.2

o 1.6* o 5.8 o 4.3

1.0 8.3* 0.4 4.2 o 3.1

(*) Point-coilnting of the voids in the surface layers appeared to be un­reliable because of the fragmental structure of the thin sections in this part of the profiles.

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commonly observed (tabIe 2) I Besides the yellowish brown, gene­rally ui\diffêrgntültgd elay mass, irregular iron-irnpregnat~ red flecks appear frequently; they have of ten a diffuse boundary. The occurrence of distinct single or compound illuviation cutans, whe­ther as argillans, ferri-argillans, or papules illustrates the mobility of the colloïdal fraction in these profiles.

X-ray diffraction of the different subhorizons in the deep drift soH confirms the presence of quartz as main mineral of the silt fraction; kaolinite, feldspars and gibbsite occur here in minor amounts. In the clay fraction kaolinite dominates over quartz, gibb­site and biotitej illite; iron-oxihydrates are occasionallY present as traces.

4. Micromorphology and mineralogy of the eroded drift soils

The eroded drift soils are located along the edges of the larger plateau areas and on those sites where the erosion activity causes a truncation of the profile. Except for their limited dep~h, the eroded units reflect the main morphological and physico-chemical properties of the deeper drift soils.

The related distribution of the Al horizon (thin section 7323) is gefuric, with a coarse fraction that is dominated by quartz grains, and an asepic mostly undifferentiated clay-mass; the latter occupies about one third of the total soil volume.

Compared to the horizons below a relatively important amount of weatherable minerals (tabIe 1), mainly feldspars and hornblendes, are noticed in this layer; sesquioxidic nodules are absent. In addi­tion, numerous plant fragments, representing all stages of humifi­cation, and some phytolites have been observed.

In the B horizon (thin section 7324) fabric and composition are similar to that of the horizons below. The fine mass is however ex­clusively composed of a brownish asepic clay, and the related distri­bution is intergrade chitonic to porphyric. From the weatherable minerals microclines are the most common. Lateritic nodules be­come rather frequent; their boundaries are always sharp.

The IIR-Iaterite cru st (thin section 7325) is mainly composed of sesquioxidic nodules, embedded in a mixture of sand-sized (mainly quartz c0ntaining) mineral grains and a rather dense, brownish clay mass (tabIe 2), with an overall close porphyric related distri­bution.

Most of the lateritic nodules are composed of quartz and feldspars cemented by a goethite-impregnated clay. The mineral grains in­side these nodules are generally coarser than those observed in the loose soil material, and the related distribution is close porphyric.

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Ferrugnized clay illuviation coatings are common. The sand-size mineral grains embedded in the soil material are mainly composed of quartz, but some feldspars and hornblende crystals mayalso be observed. The finer clay mass which has mostly a brownish colour and an argillasepic 'fabric, includes some local yellowish patches with an insepic fabric.

From the X-ray diffraction study it may be concluded that quartz is the dominant mineral of the silt fraction, while kaolinite prevails in the clay fraction. Feldspars concentrate mainly in the former, and illitejbiotite in the latter. In contrast to the observations made in the deeper drift soils, iron-oxihydrates and gibbsite are almost absent here.

5. Discussion

The gradual transition fr om the hard bedrock towards the soil horizons is micromorphologically expressed by the progressive disappearance of the original rock structure. At 6.5-7 m depth the zones with a distinct rock fabric are scarce; they are always em­bedded in a fine groundmass that is mainly composed of homoge­nized secondary weathering products and stabIe primary grains.

During the progressive weathering from the lower to the upper saprolite one notes a rapid degradation of plagioclases and homblen­des, followed by the transformation of the somewhat more resistant microclines and biotites. The weathering of biotite is in a first stage expressed by a gradual loss of the initial colour, pleochroism and birefringence leading finally towards a complete kaolinization of the crystal. This process starts often along cracks; the irregular ex­pansion of the lattice may be at the origin of the dislocation and de­struction of the weathering biotite, and subsequent formation of small kaolinite booklets. Both X-ray diffractograms and staining tests operated with a benzidine solution illustrate the loc al ap­pearance of 2/ 1 clays as an intermediary weathering stage before the final kaolinization of the crystal.

In the upper saprolite, at 3.5" m depth, the transformation of pri­mary rock fragments into clay-sized soil material, and their rear­rangement, - a process that was named pedoplasmation by FLACH

et al. (1968), - reaches a maximal intensity. Appreciable amounts of iron-oxihydrates, liberated at this stage, impregnate the fine soil mass and the incompletely altered biotites, or cover part of the lar­ger quartz crystals; hence they contribute to the gradual colour change of the newly formed soil material. The mobility of this re­arranged clay-iron complex is illustrated by the presence of thick argillans and ferri-argillans in the Cl and C2 horizons.

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In Oxisols argillans or ferri-argillans are lrequen!ly ohserveJ

In the upper saproh!e, kil~ thoy npQ oftQn ib~@nt or nearly abBGnt in the overlying highly weathered horizons. It may therefore be suggested that these clay coatings are in the first place the re sult of alocal redistribution and related mobility of the newly formed colloids in the weathering zone. The absence of such features in the highly weathered soil horizons is indicative for a restricted clay mobility in the solum, probably due to the gradually increasing Îm­

pregnation and cementation of the clays by iron-oxihydrates. Any­how, the presence of clay coatings in many tropical and subtropical soils is not always an indication for the movement of these colloids towards the subsurface horizons. Their interpretation as an expression of vertical clay translocation should therefore be made with care.

Nature and composition of the drift soils illustrate their relation with the sedentary profiles. The lateritic nodules, - one of the do­minant components of the drift mantle, - contain indeed numerous eros ion products of the sedentary soil profile and the saprolite sec­tion, such as highly weathered soil materials, relatively fresh feld­spars and biotites coated by iron-oxihydrates, and an important number of ferruginized argillans or ferri-argillans.

In both sedentary and drift soils a distinct increase of the quartz content towards the surface can moreover be observed, resulting in the formation of a typical coarse-textured toplayer. Point-count­ing and granulometric investigations in the sedentary profile in­dicate that the normal increase of the total quartz fraction is linked to a gradual decrease of the average grain diameter; this evolution is mainly due to the breakdown of the quartz during progressive weathering. As this process reaches a maximal intensity in the A3 horizon, and not in the surface layer as may be expected, the re­appearance of many coarser grains in the topsoil is obviously due to lateral surface movements, which have disturbed the normal vertical evolution. This coarse-textured toplayer contains moreover a higher amount of weatherable minerals (microclines mainly), which are absent, or nearly absent, in the subsurface horizons. Considering that these minerals have already disappeared in the saprolite at 6.5-7 m depth and that they do not occur in the subsur­face horizons, one may exclude their internal transport and ac­cumulation on top of the profile by faunal activity. A later al trans­port of material, including fragments of a saprolitic nature, seems therefore the most plausible explanation for this phenomenon.

As a similar te~dency could be observed in the drift soils, with a relative accumulation of easily weatherable minerals in the coarse-textured topsoil, it may be assumed that most surface lay-

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ers in the granitic landscape have been affected by such later al movements. The weathering products hereby accumulated and successively reworked on top of these soils originate for a large part from the numerous denudated granite outerops which, by their relatively important quartz content and the presence of quartz veins, have probably better resisted to the weathering than the sur­rounding areas. At present these outcrops provide a distinctly coar­ser material from which the finer elements are gradually removed by successive lateral displacement.

Oidal pellet formation is of ten observed in the thin sections of the sedentary profile. These structures constitute weakly differen­tiated individualizations of the fine clay-iron complex, with an irre­gular oidal to subrounded shape and an average diameter of 50-100 micron; they occur in all soil horizons, but their intensity seems to increase towards the toplayers. As a few of these struc­tures are also found in voids, it is suggested that they are faecal pellets or other remnants of the faunal activity. An alternative explanation could relate them to the initial stage of micro-aggre­gation in highly weathered and weIl drained soil materiaIs. They are however not noticed in the drift soils of the sequence .

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• ••

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Verheye, W. (1974) Nature and evolution of soils developed on the granite complex in the subhumid tropics (Ivory Coast). I. Morphology and classüication. Pedologie, 24,3, 266-282.

Summary

Micromorphological and mineralogical investigations of the saprolite and soil horizons of sedentary profiles developed on granodiorites in the subhumid central Ivory Coast illustrate the gradual weathering of the homblende and plagioclases, followed by the somewhat more resistant microclines and biotites. In the upper saprolite section a re arrangement of the transformed minerals takes place, and distinct argillans and ferri-argillans may be observed; the latter are absent in the subsurface layers.

Nature and composition of the drift soils illustrate their relation with the sedentary profiles in the area. The lateritic nodules, - one of the dominant components of the drift mantle, - contain many erosion products of the soil horizons and saprolite section of the in situ weathered sedentary soils. Due to this heterogeneous origin a rather large mineralogical variation is observed, including both highly weathered components, such as quartz, kaolinite, gibbsite and iron-oxihydrates, next to relatively fresh feldspars and biotites.

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Nature et évolution des sols développés sur Ie complexe granitique des tropi­ques subhumides (Cöte d'Ivoire). n. Micromorphologie et minéralogie.

Résumé

L'étude micromorphologique et minéralogique du saprolite et des horizons pédologiques d'un profil directement développé sur granodiorite en milieu tropical subhumide (Cote d'lvoire centrale) permet de suivre l'altération graduelle des hornblendes et plagioclases, puis des éléments quelque peu plus résistants, tels que Ie microcline et la biotite. Dans la partie supérieure du saprolite un ré-arrangement des matériaux de transformation a lieu, et des argillanes et ferri-argillanes sont souvent observées; ces dernières sont d'autre part absentes dans les horizons du sol.

La nature et la composition de deux autres profils développés sur sédiments remaniés indiquent une relation étroite avec les sols autochtones de la région. Les concrétions latéritiques, - un des composants les plus importants des dépots remaniés, - contiennent de nombreux produits d'altération qui pro­viennent soit des horizons supérieurs ou de la partie saprolitique appartenants aux profils autochtones. Suite à l'origine hétérogène de la couverture remaniée, sa composition minéralogique est assez variabie; des résidus d'altération, tels que Ie quartz, la kaolinite, la gibbsite et les oxihydrates de fer se sont en effet mêlés à des biotites et feldspaths relativement frais.

Aard en evolutie van de bodems ontwikkeld op het granietcomplex in de sub­vochtige tropen (Ivoorkust). n. Mikromorfologie en mineralogie.

Samenvatting

Het mikromorfologisch en mineralogisch onderzoek van de saproliet- en de bodemhorizonten van de in situ ontwikkelde profielen op granodioriet in de subhumiede centrale Ivoorkust laat toe de geleidelijke verwering te bestu­deren, eerst van de hoornblende en de veldspaten, en later van de enigzins meer resistente mikroklien- en biotietkristallen. In het bovenste deel van de saprolietzone treedt een herstrukturatie op van het verweringsmateriaal en kunnen duidelijke argillans en ferri-argillans waargenomen worden; deze laatste komen echter niet meer voor in de bodemhorizonten.

De aard en de samenstelling van de bodems ontwikkeld in de lokale dek­mantel van het gelateritizeerd landschap verraadt anderzijds een duidelijke verwantschap met de sedentaire profielen. De lateriet-nodules, die er één van de belangrijkste componenten van vormen, bevatten veel erosiemateriaal dat afkomstig is van de bodemhorizonten of saprolietzone uit de terplaatse op het substraat geëvolueerde profielen. Als gevolg van de heterogene oorsprong van deze dekmantel treedt echter een zekere mineralogische differentiatie op, die zich uit in de aanwezigheid van betrekkelijk frisse veldspaten en biotieten, naast een veel meer verweerde fraktie bestaande uit kwarts, kaoliniet, gibb­siet en ijzer-oxihydraten.

55

I PEDOLOGIE, XXV,l, p. 56-67, 6 tab., 1 fig. Gand, 1975.

LES VARlATIONS DE L'INSTABILITÉ DES AGRÉGATS AVEC LA PROFONDEUR DANS LA COUCHE ARABLE ET SES CA US ES

G. HOFMAN

Introduction

La détennination au laboratoire de la stabilité des agrégats, réa­lisée en vue d'une caractérisation de la structure du sol, a été faite pour la première fois par Tiulin en 1928. Le mode opératoire le mieux connu est celui décrit en détail par YODER (1936), et dénom­mé «analyse de la stabilité des agrégats par tamisage sous eau lt. Comme dans chaque laboratoire les détails varient avec l'appareil pennettant Ie tamisage sous eau, les variantes sont innombrables. Les détails du procédé suivi au laboratoire de pédologie agricole (Université, Gand) ont été publiés par DE LEENHEER (1958) dans « Werkwijzen van de analysen aan het Centrum voor Grondonder­zoek lt et par DE LEENHEER & DE BOODT [1958 (1), 1958 (2)]. Etant donné la nature de l'analyse, les résultats sont exprimés comme des indices d'instabilité, c.à.d. à un résultat élevé correspond une in­stabilité prononcée(*).

(*) Se basant sur la distribution des agrégats secs qu'on trouve normalement dans un limon beIge, l'échantillon de sol soumis à l'analyse est constitué d'un mélange de 3 fractions d'agrégats: 28 g d'agrégats d'un diamètre de 2 à 3 mm, 32 g d'un diamètre de 3 à 4.8 mm et 40 g d'un diamètre de 4,8 à 8 mmo De cette façon Ie diamètre moyen pesé des agrégats secs est

(28 X 2,5) + (32 X 3,9) + (40 X 6,4) une valeur constante = ou 4,51 mm

100 Après l'humectation séparée des 3 fractions et Ie tamisage sous eau sur 6 tamis (4,8; 3; 2; 1; 0,5 et 0,3 mm) on calcule Ie diamètre moyen pesé des agrégats humides. La différence entre ces deux diamètres constitue une mesure de l'instabilité (désagrégation). Dans Ie cas d'une désagré­gation totale, tout Ie matériel passant à travers Ie tamis de 0,3 mm, l'in­stabilité atteint ca 4,51 mm, tandis que l'instabilité serait nulle (0) mm si aucun agrégat ne tomberait sur un tamis inférieur.

G. Hofman - Dr. Ing. Chim. Agr. - Assistant. Laboratoire de Pédologie Agricole, (Dir. Prof. Dr. L. DE LEENHEER). Faculté des Sciences Agronomiques, Université de Gand, Coupure 533, Gand.

56

En général, lors de la description du mode opératoire, tel qu'H est suivi dans un laboratoire donné, on n'attire pas l'attention sur l'influence de la profondeur de l'échantillonnage; on se contente de signaIer (si on Ie fait) que les agrégats doivent provenir d'un même horizon. Dans la littérature on trouve très peu de résultats concernant des différences de la stabilité des agrégats à l'intérieur de la couche arabIe. ALDERFER (1946), qui donne quelques résultats, pense que la stabilité inférieure trouvée tout près de la surface est due à l'influence des circonstances météorologiques. MALIK, STEVEN­SON & RUSSELL (1965) ont également observé une augmentation de la stabilité des agrégats avec la profondeur dans la couche arabie des sols cultivés, alors que sous prairie la stabilité diminuait avec la profondeur. Selon ces auteurs, cette diminution sous prairie était due à la diminution nette du pourcentage de la matière organique avec la profondeur, tandis que pour les sols cultivés les meilleures stabilités en profondeur seraient dues au travail du sol et à l'in­fluence des racines de la végétation.

1. VARIATION DE LA STABILITE DES AGREGATS DANS LA COUCHE ARABLE A VEC LA PROFONDEUR

Le problème de la profondeur de l'échantillonnage s'est posé à la suite d'une confrontation avec d'autres données. En général on prélève les agrégats avec une bêche qu' on intro duit presque hori­zontalement dans Ie sol, après avoir enlevé Ie cm supérieur. Le coup de bêche doit être donné de façon à ne pas dépasser 5 cm de pr()-o fondeur. De cette façon Ie matériel provient de la même profondeur que celui utilisé pour la détermination de la porosité et de la ~r­méabilité. Ces derniers échantillons cependant sont prélevés (entre 1 et 5 cm de profondeur) avec des cylindres d'une hauteur de 4 cm (échantillons non pertubés). Si on veut comparer les résultats des 3 déterminations, il faut cependant avoir la certitude que la pro­fondeur du prélèvement est rigoureusement la même. Pour cette raison on a uniformisé l'échantillonnage en 1971 en employant aussi des cylindres d'une hauteur de 4 cm pour prélever les agrégats servant à l'étude de la stabilité. A cette occasion une étude com­parative a été faite en prélevant également des échantillons à la bêche. Le tableau 1 donne les résultats obtenus sur deux champs d'expérimentation. Chaque résultat est la moyenne de deux types de sol (c.à.d. Ie type normal du plateau et Ie type normal de la, dépression de la région limoneuse) et de deux traitements (c.-à-d. un objet témoin, sans aucun apport de matière organique, et un objet avec engrais vert complété par un apport de fumier), soit la moyenne de 4 déterminations.

On constate que la façon de faire l'échantillonnage peut fortement

57

TRbIQJlU 1 Instabilité des agrégats, l'échantillonnage étant réalisé soit avec une bêche,

soit avec des cylindres (profondeur 1-5 cm). Chaque résultat est la moyenne de 4 échantillonnages (deux types de sol et deux traitements par champ).

Champ d' expérimentation

Tongres Bierset

Instabilité (en mm)

Réalisation de l'échantillonnage avec une bêche un cylindre

1,36 1,02

1,70 1,62

influencer les résultats. N ous avons observé cependant que les déterminations individuelle ne donnent pas toujours des différen­ces de la même grandeur et on peut s'imaginer que ces variations ne sont pas liées systématiquement à l' effet mécanique de la bêche ou des cylindres mêmes. Nous examinons ei-après les causes possibles de ces écarts.

1.1. Différence de I'endroit du prélèvement

TI est impossible de prélever les agrégats exactement au même endroit avec les cylindres et à la bêche. Les différences illustrées au tableau 1 sont cependant trop importantes sur les 2 champs pour être liées à l'endroit de l'échantillonnage pour un même traitement.

1.2. Différence de pression et de déformation plastique de l'échan .. tillon

La pression exercée et la déformation plastique des agrégats peuvent être différentes lors du prélèvement à la bêche ou avec des cylindres. Comme on veilIe à prélever les échantillons lorsque leur teneur en eau est sensiblement égale à la capacité d'eau au champ, les déformations éventuelles doivent être minim'es pour les 2 modes opératoires.

1.3. Influence du mode de prélèvement pour une même profondeur

Pour vérifier si réellement la bêche et Ie cylindre de prélève­ment exercent une influence spécifique, les échantillonnages ont été réalisés aussi près que possible 1'un de 1'autre, sur 2 traitements du même champ et à deux profondeurs bien controIées, notamment entre 1 et 5 cm et entre 5 et 9 cm (et de 1 à 9 cm avec la bêche seulement). Les résultats moyens sont données au tableau 2.

On y voit que les résultats sont quasi identiques si la profondeur du prélèvement est rigoureusement controlée, mais que 1'instabilité des agrégats diminue nettement (la moitié) pour une faible dimi­nution de la profondeur.

58

Tableau 2

Instabilité des agrégats en fonction de la manière et de la profondeur de l'é­chantillonnage (moyenne de deux déterminations)

Profondeur

1-5 cm 5-9 cm 1-9 cm

Instabilité (en mm)

Réalisation de l'échantillonnage avec une bêche un cylindre

1,06 0,57 0,75

1,09 0,53

1.4. Influence de la profondeur de l'échantillonnage

Etant donné l'importance d'une connaissance exacte de la pro­fondeur de l'échantillonnage, les déterminations suivantes ont été faites sur des agrégats prélevés avec un cylindre. Le tableau 3 et la figure 1 illustrent les variations de l'instabilité avec la profondeur dans la couche arabie (chaque résultat est la moyenne de 8 déter­minations : moyenne pour 2 champs, 2 types de sol, 2 traitements).

Tableau 3

Instabilité des agrégats d'un limon en fonction de la profondeur de l'échantil­lonnage dans la couche arabie (chaque résultat est la moyenne de 8 déter­minations).

Profondeur Instabilité (en mm)

0-1 cm 2,19

1-3 cm 1,68 (1-5 cm)(·) (1,44) (.)

3-5 cm 1,21

1-5 cm 1,51 (1-9 cm)(·) (1,22) (.)

5-9 cm 0,94

1-9 cm 1,22

(*) Les résultats entre parenthèses sont des moyennes calculées

Ces résultats illustrent l'importance exceptionnelle de la profon­deur de l'échantillonnage dans la couche arable. On peut en con­cIure que les variations d'instabilité trouvées entre les échantillons prélevés avec une bêche ou avec des cylindres (tableau 1) sont dues aux différences de la profondeur de l'échantillonnage: une vérification faite au champ a permis de constater que même avec un coup de bêche donné presque horizontalement on prélève des agrégats provenant d'une profondeur supérieure à 5 cm.

59

31 L~5 CdU5~5 D~ ~ Y tllU4IION D~ L'IN5ItlDILII§ P~5 AQB~ GATS AVEC LA PROFONDEUR DANS LA COUCHE ARABLE.

Pour expliquer les variations observées nous croyons poüvoir mentionner les influences suivantes.

2.1. Différence de la profondeur du labour

La rotation appliquée sur les champs étudiés est une rotation triennale, c.-à-d. betteraves sucrières, froment d'hiver et escourgeon. La profondeur du labour est la plus grande pour les betteraves, alors que les différences de la profondeur du labour sont minimes pour les deux céréales. La stabilité peut être influencée quand on la­boure plus profondément (pour betteraves ), car dans ce cas on peut ramener en surface une certaine quantité d'agrégats de l'hori­zon A2 , pauvre en humus. Néanmoins, les différences constatées ne peuvent s'expliquer uniquement par une différence dans la pro­fondeur du labour.

2.2. Travaux du sol après Ie labour

Les variations des travaux effectués, en ce qui concerne la partie supérieure de la couche arahle, ne nous semblent pas de nature à pouvoir expliquer les différences constatées de la stabilité.

2.3. Lessivage (migration verticale)

Du fait du labour annuel, la migration verticale des constituants de sol n'est possible sans perturhation que pendant un an (après l' échantillonnage du printemps seulement pendant environ ± 6 mois). Une variation de la texture ou de la teneur en CaCOs et en humus avec la profondeur pendant une période si courte et dans les circonstances de ces champs d'essai est pratiquement imp os­sible, comme des analyses l'ont montrée.

2.4. V égétation

L'effet de la végétation est négligeable, l'échantillonnage étant réalisé en général vers la fin du mois de mars sur les parcelles avec froment d'hiver.

2.5. Influenee des circonstances météorologiques

Les 5 à 7 cm supérieurs de la couche arabIe sont nettement in­fluencés par des effets météorologiques comme Ie gel et Ie dégel, l'humectation et la dessication, etc ... Il en résulte des porosités lamellaires plus ou moins parallèles à la surface du sol (DE LEEN­HEER, 1967). Suivant CHEPIL (1954), les fluctuations saisonnières

6.0

de la structure du sol ne dépassent guère 3 pouces (± 7,5 cm). N ous pensons que ces influences météorologiques se font aussi sentir sur la stabilité des agrégats. CZERATZKI (1957, 1958) signale la présence d'une fissuration provoquée par les circonstances mé­téorologiques et qui influence surtout la stabilité de plus gros agré­gats. Nos propres résultats sur un limon sableux, illustrés au ta­bleau 4 et la figure 1 confirment ces observations (une plus haute instabilité à la surface jusqu'à ± 6 cm de profondeur ).

li sa

2,0

',6

0,8 •

04 ,

4 8 12 16 20 24 28

Fig. 1

Instabilité des agrégats (en mm) en fonction de la profondeur de l'échantil­lonnage pour deux textures.

On constate aussi (fig. 1) que l'instabilité reste ca constante de 6 à 18 cm de profondeur et qu'ensuite l'instabilité augmente par suite de la diminution de la teneur en matière organique (entre 20-25 cm on pénètre dans l'horizon A2).

L'influence marquée des circonstances météorologiques sur l'in­stabilité des agrégats est illustrée par l'essai suivant. Une grande quantité d'agrégats, soigneusement homogénéifiée au début de septembre 1971, fut répartie entre 4 bacs en aluminium, chacun

61

I~ble~u i Variation de l'instabilité des agrégats avec la profondeur dans la couche arabIe

(sol limoneux sableux)

Profondeur Instabilité (mm)

0- 2 cm 0,76 2- 4 cm 0,62 4- 6 cm 0,40 6- 8 cm 0,28 8-10 cm 0,22

10-14 cm 0,22 14-18 cm 0,27 18-22 cm 0,38 22-26 cm 0,62 26-30 cm 2,44

étant rempli de terre jusqu'à une hauteur de 10 cm. L'essai com­prenait les traitements suivants : - Bac 1: dessication continue des agrégats.

- Bac 2: la dessication des agrégats est interrompue de temps en temps en les humectant avec des gouttes d'eau.

- Bac 3: la dessication interrompue (comme Ie bac 2) est suivie d'une influence temporaire du gel (dans un frigidaire à une température légèrement en dessous de 0° C). On provoque ainsi la formation de cristaux de glace et l'humidité du sol reste supérieure à celle du bac 2.

- Bac 4: Ie sol, mis en plein air, est soumis aux influences mé­téorologiques.

Après l'hiver (après environ 7 mois) , l'instabilité des agrégats est déterminée en prélevant des couches de sol de 2 cm d'épaisseur. Le tableau 5 donne les résultats trouvés.

Tableau 5

Variation de l'instabilité des agrégats avec la profondeur pour différents traite-ments

Instabilité (mm)

bac 1 bac 2 bac 3 bac 4 Profondeur dessication dessication et dessication, en plein air

continue humification humification (hiver) et gel

0- 2 cm 0,28 0,90 1,89 1,01 2- 4 cm 0,30 0,78 1,08 0,80 4- 6 cm 0,35 0,70 0,90 0,78 6- 8 cm 0,33 0,70 0,75 0,70 8-10 cm 0,32 0,66 0,69 0,65

62

De ces résultats on peut déduire ce qui suit :

- Le sol était très bien homogénéifié, car on trouve dans Ie bac 1 les mêmes résultats aux différentes profondeurs. L'instabilité est minimale, 1'échantillonnage étant réalisé en été.

- Par suite d'une succession d'humectations et de dessications, une destruction partielIe des agrégats se réalise; on obtient de nouveaux agrégats qui sont moins stables; cette instabilité est la plus prononcée près de la surface du sol (comparez les in­stabilités des ba cs 2, 3 et 4 avec celles du bac 1).

- L'instabilité augmente sous 1'influence des circonstances météo­rologiques (réelles ou imitées) plus intenses (comparez les ré­sultats du bac 3 avec ceux des bacs 2 et 4).

3. DISCUSSION

Si 1'on veut se baser sur ces conclusions pour expliquer les varia­tions de la structure au champ (tenant compte des circonstances pratiques d'une ferme), on ne peut oublier qu'après Ie labour et Ie travail du sol au début de l'hiver, les mottes de terre et ~es gros agrégats sont soumis à des influences météorologiques (durant l'hiver) extrêmement variables d'année en année; toutefois, les fissures produites finiront toujours par réduire la stabilité des agré­gats. Si 1'hiver est pluvieux, les agrégats sont détruits à la surface et celle-ci se ferme (glaçage de surface ). Sous cette surface fermée, l'instabilité reste pourtant relativement élevée, mais moins pronon­cée qu'après un hiver doux au cours duquel des agrégats poreux ont pu persister près de la surface. Après un hiver doux, on re­trouve encore une quantité importante des gros agrégats formés par Ie labour et dont la stabilité structurale est minime à cause de la grande porosité de ces agrégats; il n'est donc pas étonnant d'ob­server les valeurs d'instabilité les plus élevées après pareil hiver doux. Si par contre les circonstances météorologiques ont réduit les mottes en agrégats plus petites maïs plus stables au début de 1'hiver, l'influence combinée d'une succession de périodes de gel et de pluie peut également aboutir vers la fin de 1'hiver à des valeurs d'in .. stabilité relativement marquées (en comparaison avec les résultats de notre essai, les influences météorologiques agissent plus ou moins d'une autre façon, car on commence ici avec des gros agrégats moins stables ). Il faut donc être prudent si l' on veut évaluer la stabilité des agrégats en se basant sur l'aspect du sol après l'hiver : pour un même sol cet aspect et la stabilité varient d'année en année. En plus il faut tenir compte du moment de l'échantillonnage. Pour illustrer ces variations d'année en année, on trouve au tableau 6 les don­nées pour 1969, 1970, 1971 et 1972, concernant la pluie totale, la température moyenne de l'air pour les mois d'hiver (décembre

63

JUSqul~ mars lnclus~, ie pOlJS spJclllque apparent moyen et lin_

stabilité moyenne entre 1 et 5 cm de profondeur sur 4 champs d' expérimentation [décrits par DE LEENHEER, 1965 (1) en (2)]. Notons cependant que l'échantillonnage a été réallsé à la bêche en 1969 et 1970 (après des hivers durs, avee glaçage du sol surtout en 1970), mais avec des eylindres en 1971 et 1972 (après des hivers doux, sans glaçage du sol), de sorte qu'il eonvient de eomparer les résultats de 1969 et 1970 d'une part et ceux de 1971 et de 1972, d'autre part.

Tableau 6

La pluie totale et la température moyenne de l'air pour la période début décembre-fin mars des années 1969 à 1972

Année

1969 1970 1971 1972

Pluie en mm (4 mois) 213,3 265,7 132,6 104,9 Température moyenne (OC) 1°9 1°2 2°1 404 Poids spécifique apparent moyen (g' /cm3 ) 1,40 1,415 1,385 1,345 Instabilité moyenne (mm) 1,12 0,99 1,39 1,68

Le poids spécifique apparent moyen et l'instabilité moyenne des agrégats (profondeur 1-5 cm) sur 4 champs d'expérimentation (échantillonnage fin mars).

L'instabilité élevée des agrégats à la surfaee, observée au début du printemps (surtout en 1972), est due à une faible eohésion des constituants des agrégats (comparez au tableau 6 Ie poids spéeifi­que apparent moyen avec l'instabilité moyenne pour les diverses an­nées). Pour prouver eette faible eohésion, nous avons sournis les

. agrégats à un traitement avee l'alcool éthylique, d'après un test dé­erit par HÉNIN, MONNIER & COMBEAU (1958). On constante que les agrégats de la surfaee se disloquent lors du ' test; eette dislocation diminue très rapidement si les agrégats proviennent d'une zone plus profonde. Selon MONNIER (1965), la stabilité après un traitement à )'alcool est partieulièrement influencée par la cohésion du sol à l'état humide, c.-à-d. les hautes instabilités à la surface sont dues à l'existence de faibles liaisons entre les constituants.

Par eontre, les variations de la stabilité des agrégats avec la pro­fondeur peuvent être minimales en été, ear les gros agrégats se sont décomposés et les eontacts avec une faible eohésion ont dis­paru. Cette théorie est illustrée par la eomparaison de l'instabilité de gros agrégats (4,8-8 mm) avee l'instabilité de petits agrégats (1-2 mm). Les différenees de la stabilité de ces deux fractions sont minirnes en été, tandis qu'au printemps la stabilité des gros agrégats est significativement inférieure à celle de la fraetion de 1-2 mmo

Remerciements

Nous tenons à remercier vivement Prof. Dr. L. DE LEENHEER

pour les critiques et les conseils judicieux qui ont beaucoup contri­bué à la forme finale de ce mémoire.

BmLIOGRAPHIE

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Résumé

La stabilité des ágrégats varie fortement avec la profondeur dans la couche arabie, surtout dans les ± 6 cm supériurs. Ces variations sont dues aux in­fluences des circonstances météorologiques. Elles sont les plus prononcées au printemps, les nombreuses fissures internes des agrégats ayant réduit les liaisons entre les constituants à un minimum. En été on observe une plus grande uniformité dans la stabilité (faible variation avec la profondeur dans la couche arabie ), parce que les agrégats les moins stables près de la surface ont disparu. On peut en conclure qu'il est nécessaire, surtout au printemps, de prendre les échantillons à une profondeur rigoureusement constante, sans quoi une comparaison de différents traitements devient impossible, surtout comme c'est Ie cas dans notre méthode, dans laquelle on utilise de grands agrégats (jusqu'à 8 mm de diamètre).

Variatie van de aggregaatinstabiliteit in de bouwvoor met de diepte en haar oorzaken

Samenvatting

In het bovenste deel van de bouwvoor (alleszins tot ± 6 cm diepte) stelt men met de diepte een grote verandering van de aggregaatstabiliteit vast; deze variaties zijn blijkbaar te wijten aan weersinvloeden. De verschillen zijn het meest uitgesproken in de lente; tengevolge van de talrijke kloofjes en spleten die in de aggregaten ontstaan zijn is de resterende binding gering geworden. In de zomer zijn de verschillen sterk genivelleerd door het ver­dwijnen van deze onstabiele aggregaten nabij het oppervlak. Dit betekent dat men er zorg moet voor dragen dat de monsters, vooral in de lente, steeds nauwkeurig op eenzelfde diepte genomen worden, zoniet wordt een verge­lijking van de aggregaatstabiliteit op de verschillende objecten van proef­velden nagenoeg waardeloos; dit is à fortiori zo wanneer men gebruik maakt van grote aggregaten (tot 8 mm diameter), zoals dit in de door ons gebruikte methode het geval is.

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The variation of the aggregate instability in the arabIe Iayer with depth and its causes

Summary

In the upper part of the arable layer (everyway to a depth of ± 6 Cll}) the aggregate stability changes rapidly with increasing depth. The variations are the result of meteorological influences. At the beginning of spring the in­fluences reach a maximum, as the numerous cracks and fissures within the aggregates reduce the links to a minimum. In summer, the most unstable aggregates near the surface disappear, so the aggregate stability becomes more uniform in the arabie layer. Therefore, it is necessary to take the samples at exactly the same depth, especially in spring. A comparison of results (e.g. different treatments of experimental fields) is nearly without value when the aggregates of the arable layer .are taken at different depths, especially when one uses large aggregates (up to 8 mm diamter), as in the method applied here.

67

SOMMAIRE INHOUD

Guy D. Smith, C. Sys & A. Van Wambeke Application of Soil Taxonomy to the soils of Zaïre (Central Africa) 5

J. Aloni

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