Macroporosité et aération du sol

La macroporosité regroupe les pores dont le diamètre est supérieur à 30 !Jm, 50 !Jm ou 60 J.Jm dépendant des auteurs (Brais, 1994; Bullock et al., 1986; Marsili et al., 1998; Shestak et Busse, 2005) et dans lesquels l’eau circule par gravité et laissent donc la place aux gaz qui permettent l’aération du sol. Selon, Pagliai et al. (2004), un sol est dense et compact lorsque la macro porosité est inférieure à 10%, modérément poreux lorsqu’elle est comprise entre 10 et 25 %, poreux lorsqu’elle est comprise entre 25 et 40% et extrêmement poreux lorsqu’elle est au dessus de 40%. Le compactage réduit la macroporosité du sol (Gomez et al., 2002; McNabb et al., 2001; Shestak et Busse, 2005; Siegel_lssem et al., 2005). Selon Shestak et Busse (2005), la macroporosité d’un sol après compactage peut décroître de 26 % dans une terre argileuse. En milieu forestier, la diminution de la macroporosité du sol dans l’horizon de surface 0 – 10 cm augmente avec le nombre de passage des engins (Brais et Camiré, 1998; Pagliai et al., 2003).

Après un seul passage de l’engin, la macroporosité passe d’un niveau poreux à modérément poreux voire dense, tandis qu’après quatre passages, le sol devient très dense, la macroporosité est alors inférieure à 5% (Pagliai et al., 2003). Ces valeurs obtenues sont corroborées par les études antérieures de Marsili et al. (1998), où après un à quatre passages, le sol devient dense : entre 0 – 10 cm la macroporosité est égale à 8,5% et entre 10 et 20 cm de profondeur, la macroporosité passe à 7,5%. La réduction du diamètre des macrospores suite au compactage entraîne des difficultés à la circulation de l’air dans le sol (Matko, 2004), ce qui peut avoir un effet sur l’activité microbiologique et la croissance des plants (Biumfield et al., 2005; Siegel_lssem et al., 2005). Le compactage affecte aussi l’infiltration des gaz dans le sol, notamment le dioxyde de carbone. Selon Hamza et Anderson (2005), le pourcentage de dioxyde de carbone trouvé était de 2,77% dans la partie non compactée d’un sol tandis qu’elle n’était que de 1 ,60 % dans la partie compactée.

Microporosité, rétention en eau du sol et infiltration Par ailleurs, le compactage augmente le nombre de pores dont le diamètre est inférieur à 60 IJm (microporosité) et dans lesquels les mouvements d’eau disponible pour les plantes, se font lentement par capillarité (Hillel, 1998). Le compactage sévère peut augmenter la quantité de micropores plus fins (< 0,2 IJm) de 61% (Shestak et Busse, 2005). Cette augmentation conduit généralement à une plus forte rétention en eau et augmente l’humidité du sol (Gemtos et Lellis, 1997). La comparaison du taux d’humidité dans un sol compacté et non compacté, montre que le contenu en eau est plus élevée dans la couche 0 – 10 cm pour un sol compacté (0,27 m3 m·3 ) par rapport au sol non compacté (0,24 m3 m·3 ) (Biumfield et al., 2005). L’analyse dans deux types de sol dans le nord de la Norvège a montré que l’horizon de surface plus compact freinait aussi l’infiltration de l’eau dans les sols agricoles par rapport aux sols forestiers (Sveistrup et al., 2005). La conductivité hydraulique est directement corrélée à la continuité des pores dans le sol (Pagliai et al., 2003). Cette continuité de transmission des pores est réduite par le compactage (Pagliai et al., 2004). On observe aussi que l’infiltration des eaux dans un sol non labouré est trois fois plus grande que dans un sol ayant été intensément labouré, et que la matière organique ralentie la vitesse de l’eau et la retient évitant ainsi le départ des particules du sol (Franzluebbers, 2002a).

Nutrition et croissance

La principale source d’azote prélevée par les plantes dans les écosystèmes terrestres provient de la minéralisation de la matière organique. Aussi, l’azote est généralement le nutriment limitant de la croissance des plants de conifère (Hangs et al., 2002). Certains conifères, dont l’épinette blanche et le pin gris, prélèvent sélectivement l’ammonium par rapport aux nitrates (Hangs et al., 2002; Kronzucker et al., 1996). L’azote du sol favorise l’accroissement en diamètre et en hauteur des plantes (Carlyle, 1998; Hamel et al., 2004). Cependant, la nutrition minérale des arbres peut être limitée par le prélèvement des nutriments par la végétation compétitrice (Jobidon, 2000). Outre les propriétés physiques du sol, d’autres facteurs ne faisant pas partie de la problématique actuelle de l’étude, interviennent dans la croissance du pin gris et de l’épinette blanche. La croissance des arbres en forêt boréale est influencée par la compétition interspécifique (Hangs et al., 2002; Kronzucker et al., 1996). La concurrence interspécifique diminue la surface terrière des arbres (Lauer et Glover, 1999). Aussi, le pin gris est une espèce intolérante à l’ombre (Yorks et Adams, 2003), alors que l’épinette blanche est semi-tolérante et se régénère mieux sous couvert (Chhin et Wang, 2002). Le climat en forêt boréale est marqué par une forte variation de température qui influence fortement la productivité des espèces forestières. Les températures de sol élevées facilitent le prélèvement des nutriments dans le sol en augmentant la croissance en longueur des racines, et en accélèrent la minéralisation dans le sol (Domisch et al., 2001 ). Les températures élevées facilitent la croissance radiale du pin gris tandis que l’épinette blanche est adaptée à des températures basses (Dang et Cheng, 2004).

Des études ont été effectuées sur l’adaptation des espèces boréales au gel (Bigras et Margolis, 1997; Jonsson et al., 2004a; Jonsson et al., 2004b). Le gel tardif cause des dommages aux plants d’épinettes lorsque les températures du milieu restent longtemps en dessous du niveau d’endurcissement, notamment les températures en dessous de zéro qui subsiste après la période de dégel (Bigras et Margolis, 1997). En résumé, nous retenons que les opérations forestières et les pratiques agricoles engendrent le compactage du sol. L’effet du compactage s’observe sur les propriétés physiques du sol, ce qui modifie la qualité des sols pour la croissance des arbres. Les deux principales différences observées dans les milieux agricole et forestier sont l’étendue et la sévérité du compactage d’une part et la distribution de la qualité de la matière organique dans le sol. Le compactage est plus accentué dans le milieu agricole que dans le milieu forestier. En milieu agricole, on note une macroporosité plus faible, une capacité de rétention en eau du sol plus élevée du fait de l’augmentation de la microporosité, ainsi que la résistance du sol élevée par rapport au milieu forestier. De ce fait, il est probable que les racines des plantes aient du mal à se développer dans les sols agricoles.

Le prélèvement des nutriments par les racines dans le sol peut être également entravé par le compactage. Tous ces facteurs regroupés pourraient affecter la croissance des arbres. Par ailleurs, la distribution de la matière organique dans le sol est différente d’un milieu à l’autre. On note qu’il y a une couche superficielle importante de matière organique à la surface en milieu forestier. La matière organique en milieu agricole provient essentiellement de restes des cultures et des racines et se dégrade plus rapidement dans le sol par rapport à celle provenant des litières plus lignifiée des arbres, plus coriace et difficilement dégrada ble. Il est probable que le compactage ait un effet sur la croissance du pin gris et/ou de l’épinette blanche, car il affecte l’activité biologique dans le sol et le prélèvement des nutriments. Aussi, le pin gris et l’épinette blanche ont des exigences et des sensibilités différentes. Les épinettes sont plus adaptées au sols humides (Chhin et Wang, 2002; Van Cleve et al., 1993), mais poussent mieux dans un substrat plus riche en nutriments (Dang et Cheng, 2004).

Propriétés chimiques

L’azote disponible a été évalué par incubation anaérobique (Binkley et Hart, 1989; Bundy et Meisinger, 1994). Comme le passage de la forme NH/ à la forme N03- se fait en présence d’oxygène, en absence d’oxygène il n’y a pas formation de N03-. Les échantillons ont subi des extractions initiales et finales, afin de déterminer la minéralisation nette de l’azote. L’extraction initiale a été faite sur un filtrat obtenu avec 5 g de sol brassé dans 250 ml de KCI, 1 N pendant 30 minutes. Pour l’extraction finale, 5 g de sol ont été d’abord incubés dans de l’eau distillée pendant deux semaines. Puis à volume égal la solution a été complétée avec du KCI, 2 N, agitée pendant 30 min et filtrée. La minéralisation nette de l’azote a été obtenue par la différence entre les concentrations en NH/ initiales et finales. La quantité de carbone organique du sol a été déterminée par la méthode de combustion sèche à l’aide d’un analyseur à Carbone de type LECO et l’azote total par la méthode de Kjeldahl (McKeague, 1977). La qualité d’un sol se définit comme la capacité d’un sol à fonctionner dans un écosystème, en maintenant la qualité environnementale et promouvant la santé des plantes et des animaux (SSSA, 1998). Ainsi, les mesures de structure et de résistance du sol, la capacité de rétention en eau disponible et la disponibilité en nutriments permettent d’évaluer la qualité d’un sol (SSSA, 1998). Pour notre cas les indices testés sont la macroporosité ou porosité à l’air la rétention en eau disponible, et l’azote minéralisé. La minéralisation anaérobique (azote disponible sous forme NH/) est sensible à la qualité d’un substrat et est corrélée positivement avec le carbone organique et l’azote total (SSSA, 1998). Dans cette étude, l’indice de qualité de la matière organique a été déterminé par un rapport entre l’azote minéralisé net et l’azote total.