POUR 100 DR TERRE SÈCHE

Eau nécessaire

Eau fixée Eau restant

àu

par quand la

saturstioa

hygroscopicité plante périt

Sable grossier . . .

Terre sableuse . .

Sable humifère . . .

4it4

0,97 6,ao

Terre silico-argileuse

Terre argilo-calcaire

Terre tourbeuse . .

ao,6o 49,70

M. KiNO a fait de semblables observations sur les cul* tures de trèfle et de maïs. Ainsi, dans tous les cas, les plantes se flétrissent et meurent alors même que le sol contient encore une proportion d'eau bien supérieure à celle que peuvent lui procurer ses facultés hyg^oscopiques... Le calcul permet d'établir que la végétation cesse lorsque Vépaisseur de la couche aqueuse enveloppant les particules devient inférieure à soixante-quinze centmillièmes de millimètre,

•f Rapports du sol avec Peau. — L'élaboration des principes immédiats exige d'énormes quantités d'eau. On estime, en effet, que pour produire un gramme de matière sèche la plante met en œuvre 300 grammes d'eau environ dans les conditions ordinaires. Ce sont les réserves du sol et du sous-sol (quand celui-ci est perméable) qui doivent faire face aux besoins de la végétation. Dès lors, on comprend toute l'importance que présente l'étude de la terre arable comme réservoir d'humidité.

A vrai dire, la proportion d'eau contenue dans le sol est extrêmement variable d'un moment à l'autre. Elle dépend à la fois delà structure, delà profondeur, de la position et de l'état de la surface, ainsi que des conditions météorologiques : abondance des pluies, température ambiante, etc.. Pour une terre donnée

l%i tn PROPMÉTBS DU SOI

— abstraction faite des milieux extérieurs — c'est la texture surtout qui règle Isl perméabilité etla capacité du sol à l'égard de Teau. Si fa nature des terrains diffère sensiblement, il faut, de plus, tenir compte de leur constitution physique, en raison de la diversité des caractères propres à chacun des éléments dominants. Et d'abord, comment s'efiFectue le partage de Teau entre l'atmosphère et le sol ?

EmM AGASINEMENT DE l'eAU DANS LE SOL. — On évaluC

à plus de 500 millimètres la hauteur moyenne de la pluie qui tombe annuellement dans la région parisienne. Une fraction de cette colonne d'eau fait retour à l'atmosphère, par suite de l'évaporation^ tandis que le restant s'emmagasine ou s'infiltre dans la couche arable. Dkhbrain établit ainsi cette répartition pour différentes terres de la Guadeloupe mises en expérience :

POUR 100 DE l'eau TOMBÉE

Torw légère Terre forte

meubla tasfëe maublo tassée

a) Eau emmagasinée. . 22,9 54,9 21,9 10,2

b) Eau infiltrée . . . 64,4 3,00 64,4 9,6

c) Eau évaporée , . 12,7 35,0 13,6 8o,i Somme de a -f. è . . 87,3 64,9 86,3 19,8

En tenant compte simplement de Tesu emmagasinée ou infiltrée dans le sol et le sous-sol, on voit que les terres meubles retiennent plus des quatre cinquièmes de la pluie tombée, tandis que les sols tassés, sur lesquels le ruissellement est plus facile, en absorbent beaucoup moins. Les différences sont encore plus sensibles dans la terre forte en raison de sa trop faible perméabilité. Quand les particules

t»ROPiaéTfa PHYStauES 1^9

superficielles sont désagrégées, Teâu stationne plus longtemps à la surface, et les pertes par évaporâtion deviennent alors considérables.

Dans les terrains profonds et perméables, Teau d'infiltration n'est pas irrémédiablement perdue pour la culture. A mesure que les réserves des couches supérieures s'épuisent, un courant ascendant s'établit, et Teau remonte progressivement. Cest àce moment que le sous-sol intervient comme régulateur d'humidité.

Pendant quatre périodes consécutives — de fin avril à fin octobre — M. Pagnoul a déterminé la quantité de pluie tombée, Teau évaporée et le degré d'humidité du sol (à 0,05} et du sous-sol (à 0,30}. En rapportant à la surface d'un are les résultats obtenus, on trouve, en litres, pour chacune des périodes :

du 30 avril du 30 mai du 9 juillet du 7 sept, au 30 mai au 9 juillet au 7 sept, au 27 oct.

Plaie tombée. . . 470 11530 8830 X4340

Eau évaporde . . . 8770 7530 Î4490 4650

Perte du sol . * . 3555 > 615 >

Grain du sol . . . > 3555 > 1545

Perte du sous-sol . 5765 > 5055 >

Graiû du sous-sol .> 445 > 8145

Quand la pluie est rare et Tévaporation active, le soussol cède une forte quantité d'eau : il y a perte de part et d'autre (i'"* et 3* périodes) ; dans le cas contraire, l'emmagasinement se manifeste, et quand le sol est saturé, c'est le sous-sol qui s'enrichit sensiblement.

Capacité du sol pour l'eau. — En raison de sa structure poreuse, la terre arable peut retenir une forte quantité d'eau qui vient se loger dans les espaces lacunaires. Quand ceux-ci sont entièrement saturés, on dit que la faculté dUmbibition est satisfaite. Le volume d*eau nécessaire à la saturation varie

beaucoup suivant la structure et la constitution physique des terrains. On trouve, pour les éléments mécaniques, les quantités suivantes :

EAU NÉCESSAtRE A LA SATURATION DE 100 GRAMMES DES DIVERS ELEMENTS

d*après d'après

Schiibler Masure

Sable 25 19

Calcaire. ... 85 42

Argile .... 70 84

Humus .... 190 103

Bien que les nombres ne concordent pas, on peut admettre que Thumus et l'argile sont les composants du sol qui retiennent le maximum d'eau. Il est évident, a priort, que la faculté d'imbibition des terres offrant le même espace lacunaire dépend surtout du degrJ humique et du degré argileux. Dans les sols de même constitution, au contraire, c'est l'arrangement des particules et le volume des espaces vides qui déterminent la valeur de Timbibition. Il importe, dans tous les cas, d'opérer sur des matériaux soumis à la même pression : on obtiendra ainsi des résultats satisfaisants, les conditions expérimentales étant sensiblement identiques.

Pour mesurer la faculté d'imbibition, Schûbler prenait une quantité déterminée de terre sèche qu'il plaçait dans des filtres (sur des entonnoirs) et au travers de laquelle il faisait passer de Teau jusqu'à refus. En retranchant du poids total, après saturation complète, le poids de l'entonnoir, celui de la terre et du filtre humide, on obtenait la proportion d'eau absorbée. Cette méthode conduit à des résultats exagérés.

Il est bien préférable, à l'instar de Schlœsing, d'immerger la terre dans des manchons dont la partie infé-

PROPRIETES PHYSIQ.UES 13!

rieure est fermée par une toile assez fine pour maintenir les particules, tout en permettant un ressuyage rapide. A mesure que les éléments tombent dans Teau, ils se répartissent par ordre de grosseur et de densité. Après égouttage, on dose Thumidité, pour connaître la proportion maximum d'eau restant dans le sol.

En fait, puisque ce sont les espaces vides qui se remplissent, les coefficients dHmbibition doivent être proportionnels à ces espaces, et il suffirait de mesurer ceux-ci pour connaître ceux-là.

Contrairement à ce qu'on suppose, les terres argileuses gardent moins d'eau à cause de Tagglomération des particules par le ciment colloïdal. La structure joue donc un très grand rôle dans la faculté d'imbibition comme dans la perméabilité.

En examinant une colonne de terre humide, on voit que Thumidité est maximum à la partie inférieure ; elle décroît ensuite de bas en haut et se maintient constante à partir d'une certaine hauteur. Dans les couches supérieures, le liquide n'est retenu que par la tension superficielle et la capillarité de très petits espaces, tandis qu'il s'écoule des plus grands ; dans le bas, les larges espaces mêmes retiennent l'eau. 11 y a donc une capacité minimum en haut et une capacité maximum en bas. Les capacités maxima de sols normaux ou moyens diffèrent peu, parce que les vides y sont sensiblement égaux. Les alternatives de gel et de dégel modifient la structure des terres argileuses et abaissent leur faculté d'imbibition.

Perméabilité du sol. — L'eau ne s'infiltre pas avec la même facilité dans toutes les terres. Quand les éléments fins abondent, l'écoulement subit un ralentissement considérable, et la mesure du temps nécessaire pour faire passer un égal volume de

Î3a LBS PROPRléTÊS DU SOL

liquide sur des sols différents — placés dans les mêmes conditions expérimentales — permet alors d'apprécier assez rigoureusement le degré de perméabilité. Mais il importe que ces déterminations soient faites sous une pression constante, puisque les moindres variations influent sur la vitesse d*écoulement.

M. Garola se sert d'un appareil dont ralimentation continue et régulière est assurée par un flacon de Mariotte qui envoie Teau dans un second récipient à niveau constant, auquel on adapte le manchon renfermant un poids connu de terre uniformément tassée que supporte une toile très fine (toile n" 200). L'eau qui s'égoutte du sol tombe dans un entonnoir qui la déverse dans une sorte de pluviomètre enregistreur. On obtient ainsi des courbes de perméabilité, d'allure différente suivant la nature des terrains, qui reproduisent fidèlement la marche de l'écoulement en un temps donné (i).

Les variations de la perméabilité sont surtout imputables :

I** A la structure phjrsiqufe du sol qui dépend de la finesse et de l'arrangement des particules;

3** i4tt taux d^ argile parfois très différent d'une terre à l'autre ;

3* A la nature des sels dissous dans les eaux qui imprègnent les agglomérats terreux.

D'une manière générale, pour un sol donné, la perméabilité croît aveu l'espace vide. Il suit de là que toute cause susceptible de diminuer ou d'augmenter cet espace agira dans le même sens sur la vitesse d'écoulement ou de passage de l'eau. C'est pourquoi

([) Pour montrer Tinégale perméabiUté des sois ou des él^ ments qui les constituent, on peut aussi employet ^appareil d« MM. Dehérà.in et Demousst.

PROPRIBTés l»HYSiaUES

Tabondance des colloïdes et la présence de matières susceptibles de modifier la floculation influent à un haut degré sur la perméabilité. Cela résulte manifestement des nombreuses expériences de Wolny et de celles plus récentes de M. Garola. Quand les espaces lacunaires sont égaux, V influence du taux â^ argile de- 'Oient très apparente. Les nombres suivants, donnés par M. Garola, montrent nettement Faction de la finesse des éléments, de l'espace vide et du degré argileux :