REPARTITION GEOGRAPHIQUE ET CARACTERISTIQUE GENERALE

A l‟échelle mondiale, les sols ferrallitiques typiques et les sols ferrallitiques lessivés, appelés généralement Oxisols dans la classification américaine (Soil Survey Staff, 1998),Ferralsol dans la classification de la FAO (IUSS-WRB, 2006) représentent 840106km2, dont 7106km2sous climat tempéré. L‟ordre des Oxisols couvre 23 % des terres intertropicales (Sanchez et Logan, 1992). Ils sont essentiellement présents en Amérique du Sud, en Afrique et à Madagascar (Fig.1) (Legros, 2007) Généralement situés sous les tropiques humides, les sols ferrallitiques profonds, rouges et jaunes, sont caractérisés par une altération poussée des minéraux primaires (Segalen, 1994). La définition générale des sols ferralitiques a été précisée par Aubert (1965) et par Aubert et Segalen (1966) : ils ont une forte teneur en sesquioxydes de fer (goethite, hématite) et d‟aluminium (gibbsite) ; les minéraux argileux sont constitués principalement par de la kaolinite, l‟illite, lorsqu‟elle est présente, ne s‟observant que dans les sols rajeunis. Ces sols peuvent se former directement à partir de la roche-mère, mais souvent, ils se constituent à partir d‟un manteau d‟altération ancien, profond et lixivié (Bourgeat, 1970). L‟altération importante de ces sols est caractérisée par le rapport molaire SiO2/Al2O3, qui est inférieur ou égal à 2. Dans les sols à horizons jaunes, le fer existe presqu‟exclusivement sous forme de goethite.

Dans les sols à horizons rouges il peut exister, en partie, sous forme de goethite et dans d‟autre cas, avec une proportion variable, sous forme d‟hématite (Segalen, 1969).Les constituants d‟un sol déterminent souvent leur couleur (Viscarra et al., 2008b), résultant essentiellement de la teneur et la nature des oxydes de fer, en l‟occurrence des quantités et proportions de goethite et d‟hématite, jaunes et rouges, (Fritsch et al., 2005). Ces sols sont aussi considérés comme des sols peu fertiles du fait de diverses caractéristiques chimiques défavorables (Lopes et Cox, 1977 ; Vendrame et al., 2010), malgré des caractéristiques physiques favorables. L‟altération poussée de ces sols se traduit par la présence de constituants minéraux (kaolinite, oxydes de Fe et Al) avec une faible capacité d‟échange cationique. La minéralisation très rapide de la matière organique, limite le stockage de la matière organique dans ces sols et donc contribution à la CEC (Sá et al., 2009). L‟altération poussée se traduit par un pH généralement acide avec des teneurs parfois importants en aluminium échangeable, potentiellement toxique pour les plantes (Vendrame et al., 2013). Cette altération poussée se traduit également par une forte rétention du P Les Ferralsols sont localisés dans les régions à climat tropical (Giller et Wilson, 1991 ; Legros, 2007). Ces zones sont caractérisées par une abondance de précipitation, comme le cas de Madagascar : de 1600 mm jusqu„au 3500 mm sous forêt dense, marquée par la succession de pluies d‟été et de pluies d‟hiver, une fluctuation d‟humidité avec une alternance de saisons humides et sèches, une forte radiation solaire. Ces sols sont en majorité friables possèdent une bonne structure aérée. Cette porosité est due surtout à l‟agrégation de l‟argile et du limon par les oxydes de fer. Ces sols sont marqués par leur faible pH, la quantité de nutriments disponibles pour les plantes dépend pour la plupart de la quantité et qualité des matières organiques du sol (Wambeke, 1974).

SOLS FERRALITIQUES A MADAGASCAR

Delenne et Peletier, (1981) La figure 2 montre que près de 75 % de la superficie totale de Madagascar est occupée par les sols ferralitiques et les sols ferrugineux, appellations selon la classification Française des sols CPCS (Commission de Pédologie et de Cartographie des Sols) (Delenne et Pelletier, 1981; Grinand et al. 2009). Dans la partie centrale et le versant oriental de Madagascar, les sols ferralitiques prédominent. Ces sols sont issus de la décomposition d‟amphibolite, de gneiss, de migmatite ou de granite. Dans la classification FAO/UNESCO, les sols ferrallitiques sont représentés à Madagascar par des ferralsols, cambisols et nitisols et les sols ferrugineux par des arenosols et les luvisols. Deux types de sols ferralitiques se distinguent, les sols du type ferralitique brun jaune développé sur les surfaces d‟aplanissement généralement plus riche en goethite (région humide des Hautes Terres et de l‟Est) et ceux du type ferrallitique brun rouge sur glacis d‟érosion quaternaire, qui correspondent à une évolution très poussée et récente du relief, sur la bordure occidentale des Hautes Terres (Moyen-Ouest). Les sols ferrugineux longent plutôt la côte Ouest et Sud-Ouest de l‟île.

A Madagascar, certains sols ferralitiques« reliques » s‟observent dans les régions soumises à un climat tropical très contrasté ou même semi-aride : versant occidental et extrême Sud (Sourdat 1976). Compte tenu de certaines variations morphopédologiques, les sols ferralitiques (CPCS, 1967) peuvent être classés dans trois classes de la classification FAO (IUSS-WRB, 2006) : Les Ferralsols sont caractérisés par la présence d‟un horizon ferrallitique entre 25 et 200 cm, présentant une teneur de 10% ou plus d‟argile dispersable dans l‟eau, une capacité d‟échange cationique inférieure ou égale à 16 cmolckg-1d‟argile (à pH7), une couleur rouge, indicateur d‟une forte teneur en sesquioxydes métalliques variés et accompagnés habituellement par une forte structure granulaire (Sanchez et al., 1997). Les Cambisols sont caractérisés par un horizon cambique qui est un horizon subsuperficiel manifestant encore des marques d‟altération par rapport aux horizons sous-jacents, avec un taux de saturation en bases inférieure à 50%.(Razafimahatratra, 2011) Les Nitisols se distinguent par la présence d‟un horizon nitique sur les 100 premiers centimètres.(Razafimahatratra, 2011) L‟horizon nitique est un horizon subsuperficiel riche en argile dont le caractère principal est une structure polyédrique ou nuciforme, modérément à fortement développée, avec de nombreuses faces de peds brillantes, qui ne peuvent pas être, ou seulement partiellement, attribuées à une illuviation d‟argile.

Les différentes formes du P dans le sol

Phosphore minéral ou phosphore inorganique (Pi) Le phosphore existe dans les sols sous diverses formes minérales, souvent peu solubles (Hinsinger, 2001 ; Hinsinger et al.,2007). Le P sous forme d‟ions orthophosphates ou phosphore dissous, est la forme absorbée par les racines des plantes et acheminée vers le cytoplasme à travers la membrane cellulaire (Achat, 2009). Lorsque les engrais minéraux phosphatés, tel que le triple superphosphate (TSP), sont ajoutés au sol, ils se dissolvent rapidement et réagissent avec le calcium (sols à pH > 5,3) ou les hydroxydes de fer et d‟aluminium (sols à pH < 5,3) et sont adsorbés ou précipités pour former des composés peu solubles. En fait, l‟énergie de fixation de P (importance de l‟adsorption ou de rétrogradation) varie selon le pH et les teneurs en aluminium (Al), fer (Fe) et calcium (Ca) des sols (Fig.7). L‟ensemble de ces mécanismes expliquent les concentrations en P généralement très faibles dans les Ferralsols. C‟est entre pH 6,5 et pH 7 que le phosphore est le plus facilement utilisable, parce qu‟il est fixé en grande partie par les argiles. Au dessous de pH 6,5, la fixation par le fer et l‟alumine devient de plus en plus énergique. Au dessus de pH 7, le calcium forme avec le phosphore des phosphates de calcium de plus en plus insolubles. Dans la plupart des systèmes agricoles, l‟application de P dans les sols est nécessaire pour assurer la productivité des plantes, mais la part du P ajouté, qui est prélevée par les plantes est faible. Dans les sols acides à fort pouvoir de fixation de P, plus de 80% de P apporté est immobilisé dans la fraction non labile et n‟est plus disponible dans l‟année qui suit l‟apport de l‟engrais. Ces formes de P ne peuvent pas être prélevées par les plantes à cause des processus d‟adsorption, de précipitation ou bien de conversion sous forme organique.

Phosphore organique (Po) Le phosphore est également présent dans le sol sous forme organique. Il peut être subdivisé en deux formes majeures : le Po labile, qui représente les matières organiques végétales ou animales ou microbiennes du sol ; le Po stable, qui est moins réactif et plus résistant à la minéralisation (Andriamananjara, 2011). Une étude menée au Brésil par Chapuis-Lardy et al. (2001) montre que les teneurs en Po varient entre 63 et 195 mg P kg-1. Pour le cas d‟un sol ferralitique sur socle cristallin de Madagascar, Andriamahady (1980) donne des teneurs de Po correspondant à 3- 36% du P total alors que Turner (2006.) donne des valeurs de 19 à 44% pour divers sols de rizières (bas fonds et tanety)

Dynamique du phosphore dans le sol

La plupart des sols, y compris les sols ferrallitiques des hautes terres malgaches, renferment une quantité importante de P total. Pourtant ils sont caractérisés par leur faible teneur en P disponible en raison de la présence en quantité importante d‟oxydes et hydroxydes de Fe et d‟Al selon Rabeharisoa, (2004). La dynamique du P est représentée par les différentes voies possibles de transfert du P d‟un pool à un autre ainsi que de sa transformation (Hinsingeret al., 2007). Dans le cas des sols ferrallitiques, elle est déterminée par la minéralogie (contenu d’argiles et d’oxyhydroxydes), les teneurs en matière organique et le pH (Fardeau et Conesa,1994).Ces constituants ont la capacité de fixer les ions orthophosphates par adsorption voire par précipitation (Hinsinger, 2001 ; Morel, 2002 ; Smith et al., 2003 ; Rabeharisoa, 2004 ; Espinosa et al., 2005 ; Richardson et al., 2009). Ainsi, la teneur de P en solution est extrêmement faible, entre 0,005 et 0,05mgPl-1(Rabeharisoa, 2007), alors que le P total varie de 20 à 3000 mgPkg-1 (Rabeharisoa, 2004).L‟acquisition de P par les végétaux dépend de la concentration des ions « phosphate »dans la solution du sol au niveau de la surface racinaire en contact avec la solution.

Cependant, la quantité des ions « phosphate » présente dans la solution du sol à un moment donné représente généralement moins de 1% de P absorbé annuellement par les cultures. Les 99% de P consommés par les plantes proviennent donc du P lié aux constituants du sol (Grant et al.,2005). De plus, ces sols sont caractérisés par une acidité élevée avec des pH variant entre 4 et 5 qui réduisent la disponibilité du P. En effet, le pH influe sur les charges de surface des constituants du sol, donc sur la fixation du P sur ces constituants (oxyde de fer et d‟alumine, argiles) (figure 8) (Hinsinger, 2001) . Par ailleurs, la disponibilité du phosphore dans le sol est contrôlée par les mécanismes de désorption et de solubilisation du P inorganique ainsi que par la minéralisation de la matière organique renfermant du P (Richardson et al., 2009). Les principaux mécanismes régissant la disponibilité du phosphore et agissant dans les différents compartiments du sol sont : (i) la dissolution et précipitation de P avec le carbonate de Ca (secondaire pour les sols ferralitiques) et les formes amorphes du Fe et de l‟Al ; (ii) l‟adsorption et désorption de P sur les sites d‟adsorption des argiles (Rao et al., 2004) ; (iii) la minéralisation et immobilisation du P organique par les microorganismes du sol (Smith et al., 2003 ; Pereda Campos, 2008). La circulation du P dans le système sol- plante implique donc l‟intégration de ces divers mécanismes et des processus variés assurant son passage entre le sol, la solution et la plante puis son retour au sol (figure 9).