jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
de l'échantillon (gramme d'argile par gramme d'échantillon). 6 : teneur en eau du volume microporal (gramme d'eau par gramme d'échantillon). pn, : masse volumique de l'eau (gramme par centimètre cube d'eau). vpVL : volume microporal calculé à l'aide du modèle MRS (centimètre cube par gramme d'échantillon). vp|Hg: volume microporal déterminé en porosimétrie au mercure (centimètre cube par gramme d'échantillon). θag : teneur en eau de la phase argileuse (gramme d'eau par gramme d'argile). vag : volume massique de la phase argileuse (solide et porosité associée en centimètre cube par gramme d'argile). pag : masse volumique de la phase solide constituant
d'argile). pag : masse volumique de la phase solide constituant la phase argileuse (gramme par centimètre cube d'argile). vpag : volume poral de la phase argileuse (en centimètre cube par gramme d'argile). IV. RÉSULTATS ET DISCUSSION. — (1) Discussion et validation de l'hypothèse de base. — Dans le Modèle de Retrait Structural du sol (modèle MRS), on considère que le volume poral du sol est constitué de deux volumes poraux élémentaires: un volume macroporal et un volume microporal correspondant exactement à celui de la phase argileuse (Braudeau, 1988 a et c). Le modèle MRS permet donc de calculer ces deux
c). Le modèle MRS permet donc de calculer ces deux volumes poraux, ainsi que les volumes d'eau et d'air qui y sont contenus, en fonction de la teneur en eau du sol. De la sorte, la contribution du volume microporal au volume poral total est entièrement déterminée en tout point de la courbe de retrait. Le calcul du volume microporal à l'aide du modèle MRS part néanmoins de l'hypothèse selon laquelle le point d'entrée d'air dans le volume microporal du sol est le point transition entre le retrait normal et le retrait résiduel sur la courbe de retrait (point AE)
le retrait résiduel sur la courbe de retrait (point AE) (fig. 1 a). Cette hypothèse est cohérente avec les données concernant les propriétés de retrait des argiles modèles. Pour ces dernières en effet, le point de la courbe de retrait à partir duquel la pente devient inférieure à 1 est reconnu depuis longtemps comme étant le point d'entrée d'air dans l'argile (Sposito et Giraldez, 1976; Tessier, 1978). Or, les sols étudiés possèdent des teneurs en argile et un mode d'assemblage des constituants qui les différencient très nettement des argiles modèles. Nous allons par conséquent comparer le volume microporal déterminé en
Nous allons par conséquent comparer le volume microporal déterminé en porosimétrie au mercure à celui calculé à partir de la courbe de retrait en utilisant le modèle MRS. La porosimétrie au mercure fournit le spectre poral des échantillons déshydratés. Les courbes d'intrusion de mercure font clairement apparaître l'existence d'un volume microporal accessible à des pores de diamètre équivalent compris entre 0,006 et 0,4 μm (maximum d'intrusion entre 0,10 et 0,15 μm) (Bruand et al., 1990). Les valeurs obtenues pour ce volume microporal (VHg), qui correspond aux pores de la phase argileuse (Cambier et Prost, 1981; Bruand et Prost, 1987; Grimaldi
argileuse (Cambier et Prost, 1981; Bruand et Prost, 1987; Grimaldi et Boulet, 1990), sont portées dans le tableau joint. Selon le modèle MRS (Braudeau 1988a et c), le volume microporal est constant pour les teneurs en eau inférieures à la teneur en eau à la limite de retrait (θSL) (fig. 1 a). Il résulte de ceci que le volume microporal des échantillons déshydratés est égal au volume microporal au point SL. Pour le calcul des teneurs en eau supérieures à θSL, rappelons que la variation du volume microporal (Vpµ) en fonction de la teneur en eau de l'échantillon (θ) s'écrit
fonction de la teneur en eau de l'échantillon (θ) s'écrit de la façon suivante avec les notations utilisées dans cette Note : (1) dVpµ/dθ = (1/Pw)(e°-)l(e-), avec ~© = (θ — θMS)/(θLM — θMS) entre MS et LM, 0= 1 entre LM et AE, ~0 = (θ-θSL)/(θAE —θSL) entre AE et SL. Le volume microporal au point SL (VpµSL) est déterminé en calculant la variation du volume microporal entre les points AE et SL et tout en sachant que : (2) VpµAE = θµ AE/ρw = θAE/ρw puisque, selon le modèle MRS, la seule eau qui reste dans l'échantillon au
modèle MRS, la seule eau qui reste dans l'échantillon au point AE se trouve dans l'espace microporal et l'occupe en totalité. On peut alors écrire : Ainsi, reporté dans l'équation (3) : (4) VpµSL=(1/ρw)[θAE + (1/(e1 )) (2 e) (θ AE θSL)] VpµSL = ( 1 /ρw ) (θ AE + 0,718 θ SL)/( 1,718) Les valeurs de VpµSL sont portées dans le tableau joint. Les valeurs du volume microporal déterminées en porosimétrie au mercure et celles déterminées en rétractométrie sont étroitement corrélées (r = 0,97; n = 9). Quant à la pente et l'ordonnée à l'origine de la droite
à la pente et l'ordonnée à l'origine de la droite de régression, elles sont voisines respectivement de 1 et 0. L'hypothèse selon laquelle le point AE de la courbe de retrait de l'échantillon non remanié correspond au point d'entrée d'air dans le volume microporal est par conséquent considérée comme étant validée pour les échantillons étudiés. Il résulte de ceci que le volume microporal calculé à l'aide du modèle MRS en tout point de la courbe de retrait correspond donc bien au volume poral de la phase argileuse. (2) Établissement de la courbe de retrait de la phase argileuse. — Plusieurs
la courbe de retrait de la phase argileuse. — Plusieurs équations permettant d'établir la courbe de retrait du volume microporal ont été établies à partir de l'équation (1) (Braudeau, 1988 a et c). Avec les notations utilisées dans cette Note, l'expression du volume microporal entre les points S et LM (fig. 1 a) est la suivante : (5) Vpµ = ( 1 /ρw) [θ MS + (θ LM θMS) (~e& 0)/( 1,718)] = ( 1 /pw) (θµ) Ainsi, au maximum de gonflement du volume microporal (point MS, 0=0) : (6) VpµMS = ( 1/pw) (θ LM + 0,718 θMS)/( 1,718)
VpµMS = ( 1/pw) (θ LM + 0,718 θMS)/( 1,718) = ( 1 ρw) (θµ MS). Aux points LM et AE, et entre ces deux points : (7) Vpµ = θµ/ρw = θ/ρw. Entre les points AE et SL (point SL, 0 = 0) : (8) Vpµ = (1/ρw) [θSL + (θAE θSL) (~e®-0)/(l,718)] (9) e„ = θ. Enfin, quand 0 est inférieur à θSL (point SL, 0 = 0) : (10) Vpµ = VpµSL = ( 1 ρw) (θ AE + 0,718 θ SL)/( 1,718) (11) 0, = θ Pour construire la courbe de retrait de la phase argileuse,
Pour construire la courbe de retrait de la phase argileuse, le volume microporal et sa teneur en eau sont alors exprimés, non plus par rapport à la masse de sol sec mais, cette fois, par rapport à la masse d'argile. Ainsi, le volume massique de la phase argileuse (vag : phase solide et porosité associée) s'écrit : (12) Vag = 1 /ρag + Vpag avec vpag = vJAg. et sa teneur en eau (θag) : (13) 0^0,/Ag Les quatre grandeurs θ MS, θLM, θAE et θSL définies à partir de la courbe de retrait de l'échantillon non remanié (fig. 1
la courbe de retrait de l'échantillon non remanié (fig. 1 a), et la teneur en argile de l'échantillon, suffisent donc pour construire la courbe de retrait de la phase argileuse du sol. (3) Propriétés de la phase argileuse. — De la même façon que l'on a pu définir des propriétés physiques du sol à partir des points caractéristiques de sa courbe de retrait (Braudeau, 1988 b et c), nous pouvons définir maintenant des propriétés de la phase argileuse à partir de l'échantillon non remanié, et en particulier la Capacité de Gonflement-Retrait de la phase argileuse (CGR) et la Capacité en
Gonflement-Retrait de la phase argileuse (CGR) et la Capacité en Eau Utile (CEU) de la phase argileuse. La CGR est définie de la façon suivante : CGR = Vag MS-Vag SL soit, d'après (12) : CGR = Vpag MS Vpag SL et, en utilisant (4) et (6) : (14) CGR = (J/pj (i Ag) [0 LM 0 AE + 0,718 (0 MS 0 SL)] (1/1,718). Quant à la CEU, elle correspond à : CEU = 0ag MS 0ag AE. Soit, d'après (2), (8) et (13) : CEU = 0M Ms/Ag 0 AE/Ag et en utilisant (6) : (15) CEU =
0 AE/Ag et en utilisant (6) : (15) CEU = (0,418 θMS +0,582 θ LM θ AE)/(Ag). La CEU est analogue à la Réserve en Eau Utile du sol (REU), qui a été redéfinie dans une précédente Note à partir des caractéristiques de la courbe de retrait de l'échantillon non remanié (Braudeau, 1988 b). Les valeurs de CEU et CGR ont été calculées pour les échantillons; elles sont présentées dans la figure 2. On observe que la CEU et la CGR ne varient pas sensiblement pour les échantillons prélevés dans les sols du domaine ferrallitique et dans ceux du domaine
les sols du domaine ferrallitique et dans ceux du domaine ferrugineux. En revanche, la CEU et la CGR augmentent très fortement pour les échantillons prélevés dans les sols beiges du domaine hydromorphe. De tels résultats montrent clairement que les propriétés d'hydratation et de retrait-gonflement de la phase argileuse ne sont modifiées que pour les sols du domaine hydromorphe, alors que d'importantes variations de la nature des constituants (teneur en argile et en oxy-hydroxydes de fer, minéralogie) et de leur mode d'assemblage ont été mises en évidence tout au long de la toposéquence (Fritsch et al., 1990). V. CONCLUSION. Grâce au
la toposéquence (Fritsch et al., 1990). V. CONCLUSION. Grâce au Modèle de Retrait Structural (modèle MRS), nous avons pu calculer la courbe de retrait de la phase argileuse présente dans des échantillons de sol non remaniés. Les sols étudiés couvrent une large gamme de variétés de l'argile et de teneur en argile (Fritsch et al., 1990). D'importantes variations des propriétés de rétention d'eau et de retrait-gonflement de la phase argileuse ont ainsi été mises en évidence. La courbe de retrait de la phase argileuse, qui est établie à partir de cinq données macroscopiques (y compris la teneur en argile des
cinq données macroscopiques (y compris la teneur en argile des échantillons) mesurées sur l'échantillon de sol non remanié, se révèle être une donnée essentielle pour la connaissance des sols. Elle renseigne en effet sur le comportement de la phase argileuse au sein du sol, sans qu'il soit nécessaire d'extraire celle-ci pour l'étudier, et donc sans que le mode d'assemblage des constituants qui composent la phase argileuse ne soit modifié au cours des déterminations. Note remise le 9 novembre 1992, acceptée après révision le 8 janvier 1993. 319-355. D. TESSIER, Sur la signification de la limite de retrait dans les argiles,
la signification de la limite de retrait dans les argiles, C. R. Acad. Sci. Paris, 291, série D, 1980, p. 377-380. D. TESSIER et G. PÉDRO, Recherches sur le rôle des minéraux dans l'organisation et le comportement des sols, Livre Jubilaire du Cinquantenaire de l'Association Française pour l'Étude du Sol, AFES éd., 1984, p. 223-234. P. VACHIER, P. CAMBIER et R. PROST, Structure d'un milieu poreux : La craie, Ann. Agron., 39, (3); 1979, p. 247-263. E. B. : Laboratoire de Pédologie, ORSTOM, BP n° 1386, Dakar, Sénégal; A. B. : Service d'Étude des Sols et de la Carte Pédologique
: Service d'Étude des Sols et de la Carte Pédologique de France, INRA, Ardon, 45160 Olivet, France. Pédologie/ Pedology Une évaluation de la vitesse de l'érosion géochimique à partir de l'étude de dépressions fermées sur roches sédimentaires quartzo-kaoliniques au Brésil Heloïsa F. FILIZOLA et René BOULET Résumé Dans le Bassin de Taubaté, État de Sao Paulo, Brésil, l'existence de dépressions fermées comportant des tourbes inactuelles (17000-12 000 BP), permet d'évaluer la vitesse d'enfoncement de ces dépressions depuis la mise en place des tourbes. Dans les deux cas envisagés, elle varie d'environ 0,12 à 0,23 mm par an. An evaluation of
d'environ 0,12 à 0,23 mm par an. An evaluation of erosion velocity from study of closed depressions on sedimentary kaolinitic rocks in Brazil (Taubaté basin) Abstract In the upper middle valley of Paraiba river, State of São Paulo, Brazil, the presence of closed depressions with ancient peat (17,000-12,000 BP) allows evaluation of the depression's deepening rate since peat development. Data from the studied samples show variations from about 0.12 to 0.23 mm/year. Abridged English Version Interfluves within the upper middle valley of Paraiba river, São Paulo (Brazil) (fig. 1), are dotted with closed depressions (Ruellan, 1943; Ab'Saber et al., 1958;
dotted with closed depressions (Ruellan, 1943; Ab'Saber et al., 1958; Coltrinari, 1975). Almost 50% of the watershed areas can be occupied by this pseudo-karstic relief. Its origin seems due to a large geochemical export which plays a prominent part in relief formation. However, the bedrock is not prone to intense dissolution being a sedimentary quartz-kaolinic rock. Detailed study of two of the closed depressions near Caçapava allows the authors to evaluate the rate of internal geochemical erosion responsible for the development of those landforms. Taubaté sedimentary basin, where the study area is located, is tectonically associated with the evolution of
area is located, is tectonically associated with the evolution of Santos Basin (Almeida, 1976), and belongs to the Paraiba graben. Tectonic depression ages from Tertiary to lower Quaternary are given to the sedimentary rock filling. The beds are mainly of fluvial origin, and clayey beds predominate. Depression D 1 (figs. 2 and 3) shows a nearly flat bottom (80 x 100 m). It is surrounded by convex-concave slopes cut by cols, the deepest one dominating the depression floor by 1.7 m. The pedological cover (fig. 4) is thicker at the top, red (2.5 YR), clayey-sandy and oxisol-type. Under the soil
top, red (2.5 YR), clayey-sandy and oxisol-type. Under the soil a 30 cm-thick transition appears over white claystone with violet centimetric volumes. Lateral variations are gradual, the soil colour becoming light yellowish-brown (10 YR) downhill. Towards the footslope, a grey 30 cm-thick horizon, richer in organic matter than the surrounding volumes, appears within a strong brown (7.5 YR) volume. The grey-brown horizon becomes thicker and darker downwards where black, peat-like volumes appear. Inside this darker horizon thin black peat is found downslope. The lateral extension of this peat is only 10 m wide on the present transect. Downslope the peat
10 m wide on the present transect. Downslope the peat finishes abruptly, leaving little black volumes less and less numerous that disappear completely after 4 m. Sony depression, in contrast to D 1, is permanently flooded and peat is found to cover the bottom (fig. 5). The continuity of the organic volumes indicates a primary peat horizon. Formerly located uphill in well-drained environment the peat mineralized when the depression grew downward. The relict volume indicates the disappearance of the peat horizon downhill. Through piezometric studies it was found that depression D 1 is submitted to alternate well- and ill-draining conditions
D 1 is submitted to alternate well- and ill-draining conditions according to the pluvial regime. By comparison with Sony depression, it seems to indicate that the disappearance of peat in the centre of D 1 results from alternance of well- and ill-draining conditions. Radiometric data of peat and its degrading horizons shows that they are ancient, even where current conditions would be wet enough for new peat formation. The paleopeat developed between ± 17,000 and ± 12,000 years BP so it may be considered a chronological point of reference to evaluate the depression deepening rate, from the peat's age and
evaluate the depression deepening rate, from the peat's age and the difference in altitude between the relict top of the peat and the bottom of the depression's (fig. 6). This rate is highly variable: for D1, the calculated mean rate is 0.23 mm/year while in Sony it is about half that. I. INTRODUCTION. — Les modèles sur roches sédimentaires de la partie centrale du bassin de Taubaté, situé dans l'État de São Paulo, Brésil (fig. 1), sont parsemés de nombreuses dépressions fermées (Ruellan, 1943; Ab'Saber et al., 1958; Coltrinari, 1975), dont les bassins versants peuvent couvrir jusqu'à 50% de la
dont les bassins versants peuvent couvrir jusqu'à 50% de la surface d'un interfluve. Par ailleurs, de nombreuses têtes de vallée présentent une morphologie de dépression quasi circulaire, mais drainées par un exutoire. Ce relief pseudo-karstique correspond à une exportation géochimique considérable, qui joue un rôle majeur dans la formation du modelé, et ceci est d'autant plus surprenant que le substratum est constitué de formations sédimentaires quartzo-kaoliniques. A travers l'étude détaillée de deux de ces dépressions fermées, situées près de Caçapava, nous nous proposons d'évaluer la vitesse de l'érosion géochimique interne responsable de leur formation. Les autres problèmes soulevés par ce
responsable de leur formation. Les autres problèmes soulevés par ce modelé (origine des dépressions ainsi que leur ouverture) seront envisagés par ailleurs. Le Bassin de Taubaté, où se situent les dépressions étudiées, appartient au graben du Paraiba dont l'origine est liée à l'évolution du système de rifts continentaux qui bordent le bassin de Santos (Almeida, 1976). Les formations sédimentaires qui comblent ce graben appartiennent au Tertiaire et au début du Quaternaire. La formation la plus récente (Formation Pindamonhangaba), qui constitue le substrat des dépressions étudiées, est constituée d'un complexe fluviatile où dominent les sédiments quartzo-kaoliniques fins (argilites), intercalés avec des
où dominent les sédiments quartzo-kaoliniques fins (argilites), intercalés avec des niveaux plus grossiers (sables, niveaux de galets). L'activité tectonique fut intense durant tout le Tertiaire et a diminué au cours du Quaternaire (Riccomini, 1989; Suguio et al., 1986). Le climat est de type tropical humide avec une pluviosité moyenne annuelle variant de 1 000 à 1 500 mm. Les températures moyennes mensuelles varient de 25 à 30° pour les maximums et de 5 à 10° pour les minimums. n. STRUCTURE DES DÉPRESSIONS FERMÉES. A. La dépression D 1. La dépression D 1 (fig. 2 et 3), située à une altitude
D 1 (fig. 2 et 3), située à une altitude approximative de 600 m, présente un fond presque plat, de forme légèrement allongée (80 x 100 m). Elle est bordée de versants convexo-concaves, dont la pente maximale atteint 16%. Ces versants sont séparés par des cols d'importance inégale, le plus marqué, C1, dominant le fond de la dépression de 1,70 m. La couverture pédologique (fig. 4) est épaisse à l'amont, rouge, de type latosolique, argilo-sableuse, microagrégée. Elle passe à sa base, avec une transition de 30 cm, à une argilite blanche à volumes centimétriques violets qui présente de rares niveaux
blanche à volumes centimétriques violets qui présente de rares niveaux sableux. Sous cette argilite bicolore et en haut de pente, on passe, à partir de 8,5 m à une argilite verte à volumes violets, qui diminuent vers le bas et disparaissent en 1 à 2 m. On a vérifié sur des coupes de route que cette argilite verte, à morphologie de gley, fait partie de la formation Pindamonhangaba et n'est pas liée à la pédogenèse actuelle. Au centre de la dépression, l'argilite verte est atteinte dès 1,5 m de profondeur. Les variations latérales (fig. 4) sont celles des couvertures latosoliques,
Les variations latérales (fig. 4) sont celles des couvertures latosoliques, avec disparition vers l'aval des teintes rouges qui passent progressivement à une couleur brun clair (10 YR), en même temps qu'apparaissent des taches brun-rouge puis rouges, la texture restant argilo-sableuse. Vers le quart inférieur de pente, on rencontre, à 1,4 m de profondeur, au sein d'un ensemble brun vif (7,5 YR), bien drainé, un horizon grisâtre, plus riche en matière organique que ses encadrants, épais d'une trentaine de centimètres, devenant de plus en plus foncé et s'épaississant vers l'aval, en même temps qu'apparaissent des volumes noirs d'aspect tourbeux. Environ 6
même temps qu'apparaissent des volumes noirs d'aspect tourbeux. Environ 6 m plus à l'aval, apparaît, au milieu de cet horizon sombre, une tourbe fine noire. L'extension latérale de cette tourbe n'est que d'une dizaine de mètres sur le transect considéré. En effet, elle s'achève abruptement en tant qu'horizon continu, en direction du centre de la dépression. Elle persiste, sous forme de volumes isolés, de moins en moins noirs et nombreux, sur environ 4 m, pour disparaître complètement ensuite. B. La dépression Sony. — La dépression Sony diffère de la précédente par le fait qu'elle est submergée par l'eau de façon
par le fait qu'elle est submergée par l'eau de façon permanente. Les versants sont convexo-concaves, leur pente maximum est de 10%. La couverture pédologique (fig. 5) est analogue à celle de la dépression D1 ; elle est toutefois plus épaisse et moins rouge. À l'aval du versant, apparaît vers 1,5 m de profondeur, comme en D1, un horizon plus sombre et plus organique, devenant progressivement plus foncé vers l'aval où il passe à une tourbe fine. Cette tourbe affleure une quinzaine de mètres avant le fond de la dépression. À la différence de D1, cette tourbe existe, avec une épaisseur
la différence de D1, cette tourbe existe, avec une épaisseur inférieure à 1 m, jusqu'au centre de la dépression, sous une lame d'eau atteignant une cinquantaine de centimètres, que l'on a observée à diverses périodes de l'année. III. ÉVOLUTION DE LA TOURBE ET DES DÉPRESSIONS. — La continuité du volume organique dans chacune des deux dépressions nous indique tout d'abord qu'il s'agit d'une même formation, tourbeuse à l'origine. Par analogie avec les tourbes de bas-fond, on peut admettre qu'elle était initialement sensiblement horizontale. Cette tourbe monte au sein de la couverture du versant et disparaît progressivement par minéralisation. Dans la
couverture du versant et disparaît progressivement par minéralisation. Dans la dépression D1, elle disparaît également vers l'aval, en laissant des îlots reliques. On a pu constater par l'étude piézométrique que cette dépression présente un drainage latéral interne relativement rapide à travers le col C1, si bien qu'y alternent des conditions de submersion par l'eau et de sécheresse au gré des séquences pluviales. Dans la dépression Sony (fig. 5), qui reste en eau de façon permanente, la tourbe persiste dans toute la zone inondée. Dans ces conditions, on peut penser que la disparition de la tourbe au centre de D 1
la disparition de la tourbe au centre de D 1 est due aux alternances d'engorgement et de bon drainage. Il est possible, à partir de l'état actuel, de reconstituer l'évolution probable de ces dépressions depuis la mise en place de la tourbe. Cette reconstitution a été faite pour la dépression D 1 (fig. 6). Au stade I, la dépression était plus étendue qu'actuellement; elle occupait la base des versants actuels au moins jusqu'au niveau de la bordure amont des horizons organiques reliques (fig. 3). Cette limite est minimale, car la séquence de dégradation de la tourbe étant très progressive, elle
séquence de dégradation de la tourbe étant très progressive, elle a probablement eu une extension plus importante dont la trace a disparu. Ceci est d'ailleurs attesté par l'irrégularité de la cote de la limite amont des horizons reliques (fig. 3), qui implique une vitesse de disparition variable de la tourbe, si l'on admet que la limite de la tourbe fonctionnelle coïncidait sensiblement avec une isohypse. Cette disparition a même été totale sur la moitié ouest de la dépression. Puis la dépression continue de s'enfoncer en rétrécissant (stades II à IV). La périphérie de la tourbe s'infléchit alors, occupant la base
La périphérie de la tourbe s'infléchit alors, occupant la base du versant. Le dernier, dont le niveau de base s'abaisse, subit un colluvionnement qui recouvre la tourbe. La rupture de pente de la tourbe enfouie dans le versant correspond à une diminution de la vitesse d'enfoncement de la dépression. Cette diminution est probablement liée à l'installation du drainage latéral à travers le col CI, ce qui a réduit d'autant le drainage vertical dans le bas-fond, agent de l'enfoncement de la dépression. Une autre hypothèse explicative serait d'admettre l'existence, dans le passé, d'une tourbière de pente, mais ceci aurait nécessité une