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PEDOLOGIE
Bulletin de la Société BeIge de Pêdologie, êdité avec
I 'aide financiêre de la Fondation Universitaire et
des Ministêres Belges de I'Education et de la Culture
Française et Néerlandaise
Tijdschrift van de Belgische Bodemkundige Vereniging,
uitgegeven met de financiële steun van de Universitaire
Stichting en van de Belgische Ministeries van Opvoeding
en Nederlandse, resp. Franse Cultuur

1986
XXXVI-2

Comité de Rêdaction - Editorial Board - Redactiecomitê
P. Bullock (Rothamsted, U.K.), J. D'Hoore (Leuven, België)
R. Dudal (Leuven, België), R. Frankart (Louvain-Ia-Neuve,
Belgique), M. Girard (Grignon, France), G. Hanotiaux (Gembloux,
Belgique), M.H.B. Hayes (Birmingham, U.K.), A. Herbillon
(Vandoeuvre-Nancy, France), U. Schwertmann (Munchen, BR.
Deutschland), C. Sys (Gent, België), M. Van Ruymbeke (Gent, België)
Chief-editor : W. Verheye (Gent, België)

D/1986/0346/3

PEDOLOGIE
is edited by the Belgian Society of Soit Science, Krijgslaan, 281,
B-9000 Gent, Belgium.
Subscript ion : 800 Bf net per year (banking costs at subscribers expense) + mailing costs.
Additional information to : The Chief-editor of Pedologie, Krijgslaan, 281, B-9000 Gent, Belgium.

94

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 95-115, 4 fig., 2 tab., Ghent, 1986

ETUDE COMPARATIVE DE L'EVOLUTION '
MINERALOGIQUE DES SOLS DE MEME AGE SUR
TRACHY-BASAL TE ET SUR TUF TRACHYTIQUE
DANS LES HAUTS-PLATEAUX DU CAMEROUN
OCCIDENTAL
E. VAN RANST
M. DOUBE

Rêsumê
Les süls de même age sur trachy-basalte et sur tuf trachytique, situês dans des püsitiüns tüpügraphiques identiques au niveau
des Hauts-Plateaux du Camerüun Occidental, prêsentent une êVülutiün minêralügique diffêrente. Cette différence semble liée à une
variatiün de la perméabilitê entre rüches-mère respectives. Les
süls sur trachy-basalte sünt principale ment caractêrisês par la
fürmatiün de gibbsite et des minêraux ferrifères; les prüduits d'altératiün de tuf trachytique müins permêable, cüntiennent surtüut
des minéraux günflants avec une charge permanente.
Suite à cette diffêrence d'évülutiün minêralügique, les süls sur
trachy-basalte sünt caractêrisés par une capacitê d'échange cationique effective beaucüup plus basse et par une charge variabie
plus êlevêe en cümparaisün aux süls sur tuf trachytique. Les valeurs de pH êlevêes, surtüut dans les süls sur trachy-basalte, s'expliquent par la réserve dispünible en catiüns püur saturer les sites d'échange permanents.
Ces süls, actuellement classês cümme "Süls Ferrallitiques müyennement dêsaturês" et cümme "Ultisüls", sünt ' en rêalitê des süls
saturês.
Müts-clés
Trachy-basalte, tuf trachytique, altêratiün, cümplexe absürbant.
E. Van Ranst, Dr. Sc. - Chargê de cüurs, Dêpartement Science du
Sül, Cent re Universitaire de Dschang, B.P. 96, Dschang, Camerüun.
M. Doube, M. Sc. - Chargé de cüurs, Département Science du Sül,
Cent re Universitaire de Dschang, Camerüun.
95

1. INTRODUCTION

La région étudiée est située dans Ie Nord du Département de la
Ménoua, Cameroun, et fait part ie des Hauts-Plateaux de 1'Ouest
(Plateau Bamiléké) avec une altitude moyenne de 1400 m. Ces plateaux sont dominés par 1'ensemble montagneux des Bamboutos (les
points culminants sont 2710 et 2740 m), puissants reliefs volcaniques
d'age Tertiaire, qui se caractérisent par l'alternance de replats ou
de zones en faible pente et de falaises à pico
11 s'agit d'un bouclier basaltique hawa'fen ou strombolien qui a
été éventré par deux caldeiras emboîtées. Liés à ces caldeiras on
trouve des dykes trachytiques surtout radiaires avec des épaississements en forme d'aiguille (dent de Babadjou) vers 1'intérieur de la
caldeira et des coulées épaisses mais de faible longueur vers l'extérieur. Des trachy-phonolites se rencontrent en bordure de la caldeira. Dans les parties basses des Bamboutos des coulées basaltiques
três épaisses reposant sur des tufs paraissent être des coulées de débordement de dykes. A l'extérieur des Bamboutos on trouve des dömes
de trachytes et des dykes épais allongés suivant la zone tectonisée
séparant les Hauts-Plateaux de la région déprimée (Dumort, 1968).
Le climat de la région est du type mousson équatoriale ou camerounien (Moby Etia, 1979). La saison des pluies s'étend de mars
à octobre. La pluviométrie moyenne annuelle est d'environ 1900 mm
et les températures sont moderées, avec des écarts quotidiens et
saisonniers plus grands que dans la zone forestiêre du Sud Cameroun.
La température moyenne annuelle est d'environ 20° C, avec un minimum mensuel de 15° C et un maximum mensuel de 25° C.
La distribution des paysages végétaux est Ie reflet du climat et
de l'influence humaine. Le pays bamiléké offre un paysage bocagé,
entiêrement humanisé, rare en Afrique. Les Hauts-Plateaux sont Ie
domaine de la savane avec îlots forestiers résiduels (savane-montagnarde). Les espêces de montagne caractéristiques sont Albizzia
gummifera, Carapa grandiflora et Syzigium standdi et les vallées
marécageuses sont colonisées par des raphiales à Raphia farinifera
(Letouzey, 1958).
Les sols de la régiQn étudiée appartiennent à trois. grands types
(1) Sols peu Evolués d' apport vo1canique, (2) Sols Hydromorphes à
gley et (3) Sols Ferrallitiques röuges "pénévohiês . (Müller. et Gavaud,
1979).
Dans cet article, on se limite à 1'étude minéralogique et physicochimique des sols rouges, développés sur deux types de roche, trachy-basalte et tuf trachytique, dominants dans la région de Bafou.

96

2. MATERIAUX ET METHODES
2.1. Matériaux
Un grand nombre de profils a été décrit dans la reglOn entre
Bafou et Baranka (Doube et Van Ranst, 1984). Pour cette étude on
a retenu deux types de profils, développés sur deux roches-mère
différentes, caractéristiques pour la région de Bafou.
2.1.1. Informations générales concernant les stations échantillonnées
La location, la position topographique et les autres facteurs pédogénétiques, sauf la roche-mêre, sont identiques pour ces deux stations échantillonnées. Ils peuvent être résumés comme suit :
- Localisation : Province de 1'Ouest, Département de la Ménoua,
Ville de Dschang, Village Bafou; après Ie marché de Saamaya sur
la route de Ntsuetetsa (Djuttitsa).
- Coordonnées géographiques : latitude 5°31-32' N, longitude
10°6' E.
- Altitude : 1500 mètres.
- Géomorphologie : pente nulle à faible. lêgêrement convexe; Ie
paysage circonvoisin est ondulê; la surface du sol porte des bilions
d'environ 10 cm d'hauteur, reliques des cultures manuelles antêrieures.
- Végétation et utilisation des sols : au moment de la description,
jachère d'Impérata cylindrica et quelques bananiers plantains isolés pour Ie profil sur trachy -basalte et vieille cafêière (café arabica) pour Ie profil sur tuf trachytique. Les deux stations sont
souvent utilisêes pour une agriculture mixte de ma'i's, haricot et
arachide; sol toujours travaillé à la houe.
- Classe de drainage : normal; les sols sont humides au moment
de la description.
- Profondeur de la nappe phréatique : très profonde, aucune influence sur les profiIs.
- Influence humaine : limitée au billonnnage de la couche arabie,
pour la culture associée du ma'i's, haricot et ·arachide.
2.1. 2. Profil développé sur trachy-basalte
Horizon A jusqu'à une profondeur de 26 cm; brun-rouge foncé
(5 YR 3/3) à 1'état frais; argileux; structure polyêdrique ~ubangu­
laire, moyenne à grossiêre, faiblement à moyennement développée,
devenant grumeleuse très fine, moyennement à fortement développée;
peu collant, peu plastique, meuble; très poreux; forte activité biologique; très nombreuses racines moyennes, fines et très fines; limites distinctes et régulières.

97

Horizon Bt jusqu'à une profondeur de 150 cm : rouge foncé à
rouge violacé (2,5 YR 3/6-10 R 3/4) à I' état frais; argileux; structUre polyédrique angulaire et subangulaire, grossiêre et moyenne, fortement développée, se débitant en polyêdres angulaires fins et três
fins; collant, plastique, três ferme à friable, dur à peu dur; revêtements d'argile épais, discontinus et en taches; três poreux, assez
nombreux pores moyens et fins, continus, quelconques, internes, externes, tubulaires dendriformes et simples; pédotubules de quelques
millimêtres de diamêtre; peu à três nombreux fragments de roche,
en bas cailloux et blocs de roche altéré; forte activité biologique;
peu nombreuses racines fines; limites distinctes à abruptes et réguliêres.
Le substrat rocheux est présent à une profondeur de 150 cm.
2.1.3. Profil développé sur tuf trachytique
Horizon A jusqu'à une profondeur de 28 cm : brun três foncé
(10 YR 2/2) à l'état humide; argileux; structure polyédrique subangulaire grossiêre à moyenne, faiblement développée, se débitant
en une structure grumeleuse moyenne et fine, moyennement développée, non collant, peu plastique, três faible à meuble, três poreux, nom breux pores fins et três fins, discontinus, quelconques, internes, tubulaires, sfmples; forte activité biologique; três nombreuses racines, moyennes et fines à distribution réguliêre; limites abruptes et ondulées.
Horizon Bt jusqu'à une profondeur de 150 cm et plus: rouge
(2,5 YR 4/8) à 1'état humide; présence de poches de roche altérée
et de taches de couleur jaune päle à jaune (5Y 7/5); argileux; structure polyédrique angulaire grossiêre et moyenne, faiblement développée, se débitant en une structure polyédrique angulaire fine et três
fine, faiblement développée; collant, plastique, friable, peu dur; présence de cutanes Ie long des pores; nombreux pores, moyens" fins
et três fins, discontinus, quelconques, internes et externes, vesiculaires et tubulaires; faible activité biologique; limites graduelles et réguliêres.
Des affleurements rocheux (tuf trachytique) sont présents à cöté
du profil.
Pour cette étude, on a prélevé les deux types de roche, respectivement non altérées et altérées et dans chaque profil un échantillon
composé de l'horizon Bt au-dessus de la roche altérée.

98

2.2. Mêthodes
2.2.1. Analyses minéralogiques
Préparation des lames minces et analyse microscopique. Les tames minces du tuf et des échantillons des roches altérées ont été
préparées après imprégnation sous vide par une solution composée
de Vestopal (Uceflex R6 b SL), diluée dans une méthylester, et stabilisée par du monostyrène en présence d'un catalyseur (peroxyde de
cyclohéxanone) et d'un accélérateur (tectoate de cobalt).
Diffraction aux rayons X. Les diffractogrammes aux rayons X
ont été obtenus sur des préparations de matériau total orienté et
séché à I'air, avec un appareil PHILIPS (PW 1050/25), utilisant une
radiation Co Ka et un filtre de Fe.
Après examen des échantillons non-traités (N) et chauffé~ à 3500
C, la méthode De Coninck et Herbillon (1969) a été utilisée pour
éliminer les interférences du Fe dans les diffractogrammes. Par
après, 1'échantillon a été divisé en deux por.tions : 1'une pour la saturation avec du glycol et 1'autre pour Ie traitement au chauffage
à 550° C.
Analyse thermo-différentielle (A. T.D.). Un appareil thermo-analysateur Dupont De Nemours 900 relié à un micrographe a été utilisé.
Les échantillons (± 20 mg) ont été chauffés graduellement en augmentant la température de 20 0 C par minute jusqu'à 1000° C. Les
différences de température entre les échantillons et Ie composé de
référence sont enregistrées automatiquement.
Analyse chimigue totale. Deux attaques sont effectuées (Inga- .
mells, 1966; Omang, 1969) :
(1) Fusion de 100 mg d'échantillon avec LiC0 et H3B03 à 1000°
3
C : Le culot de fusion est repris par HCl conc.; AI et Si sont déterminés par absorption atomique dans une flamme N 2 0 + acétylène;
Ti par colorimétrie avec I'acide chromotropique.
(2) Attaque de 100 mg d'échantillon par HF + HN0 3 + HCI0 4 : Ie
résidu évaporé est repris par HCl conc. ; Na, K, Mg, Ca et Mn sont
déterminés par absorption atomique; Fe par colorimétrie avec 1'acide
sulfosalicylique et P avec du vanadate d'ammonium et du mo}ybdate
d'ammonium.
2.2.2. Analyses chimiques
Détermination du pH. Le pH est déterminé par potentiométrie
(Beckman) dans une suspension sol-eau: 1: 1, et dans une suspension
sol-KCI (1 N) 1: 1, avec électrode de verre.

99

Capacité d'échange et cations échangeables. Saturation à l'acétate
d'NH 4 + à pH 7, et 5 lavages avec 30 mI d'alcool éthylique par centrifugation; NH 4 + adsorbé est échangé et déterminé par distillation
dans H3B03 et titration avec HCl. Ca++, Mg++, K+ et Na+ désorbés
sont déterminés dans la solution d'échange par absorption atomique.
Détermination de la saturation en cations. Le taux de saturation
en cations (V) a été calculé par la formule :
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S
x 100 S: somme des cations (Ca++, Mg++, K+, Na+)
C.E.C.
en méq./l00 g.
C.E.C. : capacité d'échange cationique en méq./
100. g.
Détermination des oxydes de Fe et d'AI libre. L'extraction du Fe
libre est faite avec Ie dithionite - citrate bicarbonate de sodium à
pH 7,3 au bain-marie à 75° C (De Coninck et Herbillon, 1969). Le
traitement dure 15 minutes avec agitation mécanique permanente.
Après digestion la solution est séparée par centrifugation. La détermination du Fe ++ est effectuée par colorimétrie avec 1'ortho-phénantroline; Al libre est déterminé par absorption atomique.

3. RESUL T ATS
3.1. Minéralogie
3.1.1. Examen microscopique de la roche-mère
3.1.1.1. Trachy-basalte
Au microscope on constate d'abondants phéilo-cristaux de pi agioclase (cristaux longs de plusieurs mm d'andesine et d'albite) et de
feldspath alcalin (sanidine) dans une päte cristalline à structure fluidale. Ces phénocristaux sont étirés dans Ie sens de la fluidalité.
Toute la plaque est saupoudrée de grains fins de minéraux transparents et opaques : pyroxène, bioti te et magnéti te. Les pyroxènes
montrent parfois des phénomènes de chloritisation. De I'olivine n'a
pas été identifié de façon nette dans Ie roche-mère altérée, étant
peut-être transformé en goethite et hématite.
3.1.1. 2. Tuf trachytique
Cette roche claire, laissant au toucher une poussière blanche,
contient de grands cristaux de feldspath. En lame mince, on voit
qu'ils sont constitués des phénocristaux de feldspath alcalin (sanidine) disséminés dans une pate cristalline, vacuolaire et vitreuse à
structure trachytique, des fragments de roche vacuolaire, des verres
clairs, des fragments accessoires de roche basaltique et des vides
100

remplis par une argile d'altération. Ces fragments de verre ont un
indice de réfraction négatif, indiquant son caractère plus acide.
3.1.2. Diffraction aux rayons X
3.1. 2.1. Trachy-basalte
La composition minéralogique de la roche-mère (fig. 1.) est caractérisée par la présence :
- d'un complexe de minéraux à 1,40 nm, peut-être due aux phénomènes de chloritisation des pyroxènes;
- de biotite (espacements à 1,00 et 0,333 nm, et absence de la
réflexion 002 à 0,500 nm);
- des plagioclasses (andesine et albite) et de sanidine (raies à
0,645; 0,580; 0,403; 0,386; 0,376; 0,366; 0,345; 0,328; 0,320;
0,290; 0,285; 0,257; 0,253 : et 0,250 nm);
- de pyroxène (réflexion à 0,302 et 0,270 nm); et
- de très petites quantités de quartz (réflexion à 0,333 nm).
La magnétite, observée au microscope, donne une raie intense à
0,253 nm, non caractéristique en présence de phyllosilicates. Ses
raies, plw~ faibles à 0,210 et surtout 0,297 nm, permettent de la
caractériser aisément en présence de toutes les phyllosilicates. Cependant ce minéral est difficile, sinon impossible, à déterminer en
présence des pyroxènes et des feldspaths qui donnent des pics entre
0,290 et 0,300 nm.
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Diffractogrammes X des roches-mère, non traités (N).
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Tous ces minéraux restent présents dans la roche-altérée (fig. 2)
qui, en surplus, est caractérisée par la présence :
- d'une réflexion à 0,830 nm due à la présence de pyroxènes ou
d'amphiboles;
- d'un peu de kaolinite (espacements à 0,720 nm);
- de gibbsite (espacements à 0,485 et 0,435 nm disparaissent
après chauffage à 350 C);
- de goethite (pic à 0,417 nm, disparaissant après chauffage);
- d'hématite (double pic à 0,271 nm et réflexion à 3,69 nm, disparaissant après chauffage); et
- d'anatase (réflexion à 0,350 nm).
Le complexe de minéraux à 1,40 nm est partiellement gonflant au
glycol (fig. 3) et se ferme complètement jusqu'à 1,00 nm après
chauffage à 550 0 • L 'évolution des raies de ce complexe indique la
présence de smectite, de vermiculite et d'interstratifiés ou intergrades formés probablement par transformation de biotite.
Dans Ie sol, Ie quartz et la goethite demeurent tandis que les
feldspaths et les minéraux transformés diminuent fortement et que
Ie pyroxène disparait, ceci au profit de gibbsite et de kaolinite qui
deviennent dbmïnants.
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3.1. 2. 2. Tuf trac1)ytique
La composition minéralogique de la roche-mère (fig. 1) est caractérisée par la présence :
- d'un complexe de minéraux à 1,50 nm;
- d'une réflexion à 0,830 nm due à la présence de pyroxènes et
peut-être d'amphiboles.
- des feldspaths alcalins (sanidine) et des plagioclases (raies à
0,645; 0,386; 0,376; 0,369; 0,323; 0,320; 0,298; 0,290; 0,255 et
0,216 nm);
- de quartz (espacements à 0,426 et 0,333 nm).
La roche altérée (fig. 2) contient les mêmes minéraux que la
roche-mère, mais on observe aussi de la goethite (pic à 0,417 nm;
disparaissant après chauffage) et . d'anatase (réflexion à 0,350 nm).
Le complexe des minéraux à 1,50 nm est devenu plus important et
se ferme partiellement à 1,00 nm après chauffage à 350 C.
Ce complexe se déplace presque complètement jusqu'à 1,80 nm
au glycol, et se ferme jusqu'à 1,00 nm après chauffage à 550
(fig. 3). Cette évol ut ion indique la dominance des minéraux gonflants,
surtout des smectites.
Dans Ie sol les smectites et les pyroxènes demeurent tandis que '
les feldspaths diminuent, et ceci au profit de la kaolinite qui devient
plus importante; de plus, il y a néoformation de gibbsite.
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TRACHY- BASALTE

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roche

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Fig. 4.

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500

600

700

800

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Analyse thermo-différentielle du matériau total.

3.1.3. Analyse thermo-différentielle
En général, les courbes thermo-différentielles (fig. 4) montrent
trois inflexions (réactions endothermiques) principales.
La premiêre réaction, située autour de 100 0 C, et plus importante dans les sols, correspond à la perte d'eau adsorbée à faible énergie. Dans les sols sur tuf trachytique, ce phénomêne est surtout Ie
résultat de la déshydratation des minéraux transformés, détectés au
moyen des rayons-X. Dans les sols sur trachy-basalte, presque dépourvus de minéraux transformés, cette réaction endothermique dénote probablement des impuretés qui accompagnent la kaolinite, ainsi que la présence d'eau faiblement retenue par les minéraux du
groupe kaolinite. La réaction à 197 0 C représente une quantité d'eau
de déshydratation adsorbée à une énergie plus forte, indiquant la
présence de composés difficilement identifiables.
La seconde réaction principale, localisée entre 300 et 315 0 C,
est produite par la déshydroxylation de la gibbsite et en moindre
mesure par la goethite. Cette réaction devient plus importante dans
les sols, confirmant ainsi 1'augment at ion de la quantité de la gibbsite.
La troisiême inflexion se situe entre 530 et 550 0 C. Elle est due
à la perte d'eau de constitution (déshydroxylation) de la kaolinite.
Cette réaction est aussi plus intense dans les sols.

105

3.1.4. Analyse chimique
3.1.4.1. Trachy-basalte
Les teneurs très élevées en Ca et Na dans Ie roche-mère indiquent une grande quantité de plagioclases, confirmant les observa~
tions au microscope. Ces valeurs diminuent fortement dans la roche
altérée et Ie sol, dénotant l'altération forte des feldspaths (tableau 1).
La transition entre la roche-mère et la roche altérée montre
une anomalie; les valeurs très élevées en Fe et Ti dans la roche
altérée indiquent en effet une plus grande concentration des minéraux ferrifères et titanifères (p.e. magnétite, anatase) dans la couche altérée autour des bloes de roche-mère.Cette particularité est
probablement liée à l'hétérogénéité dans la composition de la rochemère.
L 'évolution de la roche-mère vers Ie sol se caractérise par :
- une diminution forte de Si, Mg, Ca, Na et K due à la dissolution totale des feldspaths et des pyroxènes, et à la transformation des micas;
- une augmentation d'AI, de Fe et de Ti due à la néoformation
de gibbsite, de kaolinite, d'anatase et des composés ferrifères.
3.1.4.2. Tuf trachytique
L'évolution du tuf trachytiqué est très nette et se caractérise
par:
- une diminution des teneurs en Si, Mg, Ca, Na et K, due à
I'altération des feldspaths et des pyroxènes et à la transformation des minéraux micacés. Cette diminution est moins prononcée que dans Ie trachy-basalte, dénotant une altération moins
forte;
- une augmentation des éléments Al, Fe et Ti, due à la néoformation de kaolinite, de gibbsite, d'anatase et des composés
ferrifères.
Le rapport atomique Si, plus élevé que celui des sols développés
Al
sur trachy-basalte est
relier à la présence de smectites et d'interstratifiés.

a

3.2. Caractéristiques chimiques
3.2.1. Réaction
Le pH des sols dérivés de trachy-basalte (entre 6,4 et 6,9) est
plus élévé que celui des sols dérivés de tuf trachytique (ent re 5,5
et 6,3). Le pH augmente de la roche altérée vers l'horizon B, et
ne semble absolument pas être influencé par Ie taux de saturation
(tableau 2).
106

Tableau 1.
Composition chimique totale (en %) des roches-mêre, des roches altérées et de materiaux de sol.

~

Si0 2

Al203 Fe203

TRACHY -BASAL TE
Sol-hori zon B
Roche altérée
Roche-mêre

18,29
16,61
51,34

30,51
19,15
16,39

19,58
33,68
10,06

0,11
1,25
2,45

0,14
0,32
2,48

TUF TRACHYTIQUE
Sol-horizon B
Roche altérée
Roche-mêre

35,30
52,00
58,40

22,31
16,88
13,13

12,53
8,93
7,53

0,28
0,44
0,55

0,82
3,16
3;32

TYPE DE SOL

MgO

K 20

Na20

Ti0 2

0,10
0,22
5,94

0,07
0,19
3,96

2,78
4,81
2,04

0,07
0,16
0,20

0,34
0,59
0,65

0,79
2,26
2,84

1,07
0,72
0,59

0,52
0,08
0,10

CaO

L..- _ _ _ _ _ _

-- -

---

-----

MnO

H 20

TOTAL

0,13
1,14
1,14

27,30
21,50
3,00

99,08
99,03
99,00

0,01
0,01
0,01

25,00
14,70
12,00

98,97
99,77
99,12

P 20 5

-~---

Tableau 2.
Caractéristiques chimiques des roches altérées et des matériaux de sol (horizons B).

~
TIQUES

TYPE DE SOL

o

-J

pH

'
'H 0
2

CATIONS ECHANGEABLES (méq/l00 g)

KCI . Ca++ Mg++

K+

Na+

SOMME CAPACI- SATURA- DITHIONITECITRATE (%)
DES CA- TE D'E- TION
TIONS
CHANGE (%)
Al 2 0 3
Fe203
(méq/lOOg)

TRACHY -BASAL TE
Sol-hori zon B
Roche altérée

6,9
6,4

6,2
5,5

1,55
4,59

1,09
3,57

0,06
0,15

0,13
0,18

2,83
8,49

13,00
27,20

21,77
31,21

16,38
19,65

2,24
5,24

TUF TRACHYTIQUE
Sol-horizon B
Roche altérée

6,3
5,5

5,3
4,8

8,53
15,79

4,78
8,66

0,13
0,39

0,15
0,24

13,59
25,08

29,40
35,00

46,22
71,66

7,70
2,60

1,67
0,76

Lorsque la détermination est effectuée dans du KCI norm al, les
valeurs sont inférieures à ce lIes mésurées dans 1'eau, la diminution
atteignant presque 1'unité.
3.2.2. Capacité d'échange catonique
La capacité d'échange donne des valeurs plus élevées pour les
sols dérivés de tuf trachytique que pour les autres sols; eeci confirme la présence d'une grande quantité de minéraux 2/1 à espacement
variabie dans les sols sur tuf trachytique. La eapaeité d'échange diminue dans les horizons B; cette diminution est plus forte dans les
sols dérivés de trachy-basalte (14 méq.) que dans les sols dérivés
de tuf (6 méq.).
3.2.3. Cations échangeables et taux de saturation
Les valeurs des cations échangeables sont plus élevées dans les
sols dérivées de tuf que dans les autres sols, avec dominanee de
calcium. La somme des cations diminue dans les horizons B. . Cette
diminution est plus marquée dans les sols dérivés de trachy-basalte
(67 %) que dans les sols dérivés de tuf (46 %).
Le taux de saturation du complexe absorbant est plus élevé dans
les sols dérivés de tuf trachytique et diminue généralement dans les
horizons B.
3.2.4. Extraction du fer et de 1'aluminium avec Ie dithionite-citrate
Les teneurs en fer et en aluminium sont beaucoup plus élevées
dans les sols dérivés de trachy-basalte. L'aluminium se comporte
comme Ie fer, mais de façon plus atténuée.
Dans les sols dérivés de trachy-basalte on constate une diminution
des deux éléments. La diminution de l'aluminium est due à la forte
néoformation de la gibbsite dans les horizons du sol. La gibbsite
n'est pas extraite au dithionite-citrate (Van Ranst et al., 1979; De
Coninck et Van Ranst, 1985).
Dans les sols dérivés de tuf trachytique, on constate une augmentation du fer et de l' aluminium vers les horizons B. Cette augmen ~
tation est due à la transformation des minéraux primaires.

4. DISCUSSION
4.1. Comparaison de 1'évolution minéralogique
Le processus responsabie de 1'évolution minéralogique de ces deux
types de roehe est une hydrolyse neutre, voire faiblement alcaline.
L'altération des minéraux primaires, surtout des feldspaths, devient
108

graduellement totale et aboutit à une libération de tous les constituants (Pedro, 1964). Ce type d'hydrolyse favorise I 'élimination, non
seulement des alcalino-terreux et des alcalins, mais aussi de la silice
qui est presque aussi mobile (Tardy, 1969). A I'inverse, les oxydes
de fer et d'alumine sont peu mobiles et s'accumulent sur place. Les
néoformations d'argile qui résultent de ce type d'altération sont en
fait três variables, à la fois qualitativement et quantitativement :
elles dépendent de deux facteurs fondamentaux : (1) Ie drainage naturel, qui élimine les constituants libérés à un rythme três variabIe,
(2) la solubilité différentielle de ces constituants dans Ie milieu;
cette solubilité dépend largement du pH (Duchaufour, 1977).
Dans les sols dérivés de trachy-basalte, l'altération des feldspaths
est presque totale et la perte importante de silice consécutive à
I'altération conduit à un déficit en silice telle que celle-ci est presque toujours insuffisante pour saturer la totalité de I'aluminium libéré; il reste généralement une importante proportion d'aluminium
libre qui prend la forme de gibbsite. Ces sols sont caractérisés par
une neoformation de kaolinite qui est assez faible en raison de I'insuffisance de silice, de sorte que la kaolinite reste minoritaire par
rapport à la gibbsite dans Ie complexe d'altération. La formation
assez importante de gibbsite dans ces sols doit être liée à des conditions de drainage três accentuées (Segalen, 1973).
La formation directe de la gibbsite à partir des feldspaths, dans
des conditions d'excellente évacuation de la silice a été montrée par
de nombreux auteurs (e.a. Leneuf, 1959; Delvigne, 1965; Nakamura
et Sherman, 1965; Tardy, 1969; Sieffermann, 1973).
Dans Ie micromilieu d'un plagioclase en cours d'altération, Ie soutirage de la silice et des cations alcalino-terreux et alcalins vers Ie
milieu extérieur à faible concentration cationique est intense, I'alumine libérée a peu de chances de se trouver en contact avec les
matiêres organiques complexantes et peut dans cette ambiance désionisée cristaliser en gibbsite.
Les sols dérivés de tuf trachytique sont caractérisés par une altération moins poussée; certains minéraux, surtout les feldspaths,
subsistent dans les horizons B et la désilicificatïon est moins accentuée que dans les sols dérivés de trachy-basalte. Les argiles 2/1 gonflantes, riches en silice, résultant partiellement de la transformation
de la biotite et partiellement de la néoformation, deviennent dominantes comparativement aux argiles néoformées de type 1/1 et surtout à la gibbsite.
L 'origine de la smectite peut en principe se concevoir à partir
des minéraux ferro- magnésiens Les biotites peuvent se transformer
en feuillets de smectite par un processus de dégradation : remplacement des K+ non hydratés par des cations hydratés et oxydation
du Fe 2+ dans la couche octaédrique.
109

La formation de la smectite dans ces sols parait la plus vraisemblable due à la moindre perméabilité du tuf, avec comme conséquence une élimination moins importante des cations échangeables
et de la silice. Dans ces conditions l'adsorption de silice par l'alumine est beaucoup plus forte, ce qui induit la néoformation de types d'argiles riche en silice.
4.2. Effet de l'évolution minéralogique sur Ie complexe absorbant
En théorie, la différence entre la capacité d'échange cationique
et la somme des cations échangeables est une bonne indication de
la part prise par les protons et surtout par lés ions A1 3+ dans l'équilibre de la charge de l'échangeur.
Dans ces sols, caractérisés par des pH supérieurs à 5,5, la détermination de l'AI échangeable n'a pas de sens, parce qU'à ces valeurs de pH, Al ne peut pas être présent sous forme cationique
échangeable. En absence de l'AI échangeable, et tenant compte d'une
quantité négligeable de H échangeable, la charge réelle de ces sols
devrait correspondre à la somme des cations.
Dans les sols dérivés de trachy-basalte, la somme des cations
atteint seulement 22 à 31 % de la capacité d'échange déterminée;
dans les sols dérivés de tuf trachytique, ces valeurs sont plus élevées (46 à 72 %). La grande différence entre ces deux types de
sol, montre que la charge variabie dans les sols sur trachy-basalte
est plus grande, ceci à cause de la présence des composés à charge
variabie. La quantité en Fe203' venant de I'hématite, de la goethite
et éventuellement des oxydes de Fe à grande surface, extraite au
dithionite-citrate est plus élevée dans les sols dérivés de trachy-basalte que dans les autres sols. La charge réelle plus élevée dans les
sols sur tuf est aussi due à la présence des argiles 2/1 à charge
perm anente.
Les valeurs de pH élevées dans ces sols peuvent être expliquées
par la présence d'une quantité de cations suffisante pour saturer
les sites d'échange permanents.
Le pH plus élevé dans les sols dérivés de trachy-basalte est Ie
résultat d'une capacité d'échange cationique effective (ECEC) plus
basse en comparaison aux sols sur tuf trachytique, dominés par des
minéraux gonflants à charge permanente.
Ces sols, actuellement classés comme "Sols Ferrallitiques moyennement désaturés" (C.P. C.S., 1967) et comme "Ultisois" (U.S.D.A.,
1975), sont en réalité saturés. On peut se demander si la détermination de la capacité d'échange cationique (CEC) par l'acétate d'ammonium 1 M à pH 7 et Ie calcul de la saturation par la somme des
cations, utilisés comme critêres dans les différents systêmes de classification, ont vraiment de sens.
110

La détermination de la charge actuelle ou de la charge présente
dans Ie milieu naturel devrait se faire dans des conditions identiques
à celles du milieu.

5. CONCLUSIONS
Les sols sur trachy-basalte et sur tuf trachytique, situés dans des
positions topographiques identiques au niveau des Hauts-Plateaux du
Cameroun Occidental, ont une évolution minéralogique différente,
due aux différences des facteurs hydrodynamiques, qui déterminent
effectivement Ie degré d'hydrolyse des minéraux des roches-mêre
respectives.
Dans les sols sur trachy-basalte, l' altération des minéraux primaires, suttout les feldspaths, devient graduellement totale et aboutit
à une libération de tous les constituants. A cause d'un drainage rapide, Ie temps de contact solution-minéraux est de courte durée et
les alcalino-terreux et alcalins libérés lors de la dislocation hydroIytique du réseau rest ent en solution et sont éliminés avec les eaux
de lessivage. En même temps, Ie milieu est tellement dilué en silice
que la concentration de celle-ci est presque toujours insuffisante
pour saturer la totalité de l' alumine libéré. Il reste généralement
une importante proportion d'alumine libre qui prend la forme de
gibbsite.
Les sols sur tuf trachytique sont caractérisés par une altération
moins poussée, liée à un drainage plus lent du substrat; les solutions
d'altération sont plus concentrées non seulement en Si0 2, mais aussi
en alcalins et alcalino-terreux. Une fraction importante de la silice
extraite lors de l'altération réagit avec l'alumine libéré pour engendrer de nouveaux composés silicatés. L'hydrolyse auboutit surtout à
la synthêse d'argiles 2/1 du type smectite.
L'évolution minéralogique de ces deux types de sol a une influence importante sur les propriétés chimiques.
Une comparaison de la capacité d'échange cationique, déterminée
par l'acétate d'ammonium 1 M à pH 7, et la somme des cations
échangeables montre que la charge "artificielle" dans les sols sur
trachy-basalte est plus élevée à cause de la présence d'une plus
grande quantité de composés a charges dites "variables".
Ces sols, actuellement classés comme "Sols Ferrallitiques moyennement désaturés" et comme "Ultisois", sont en réalité des sols saturés.

REMER CIEMENTS
Cette étude s'est réalisée dans Ie cadre du Projet de Coopération
111

Interuniversitaire Belgo-Camerounaise. Nous remercions très vivement
Professeur A. HERBILLON, C.P.B.-C.N.R.S. Vandoeuvre-Nancy, France et Professeur C. SYS, Université de Gand, Belgique, (coordinateur
du projet) pour les discussions productives pendant leur séjour au
Cameroun.

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Comparative study of the mineralogical evolution of soils of the
same age on trachybasalt and on trachytic tuff in the High Plateaus
of West Cameroon

Summary
The soils of the same age on trachybasalt and on trachytic tuff,
situated in identical topographic positions on the High Plateaus of
West Cameroon, present a different mineralogical evolution. This
difference seems to be the result of a variation in the permeability
between the respective parent rocks. The soils on trachybasalt are
characterized in particular by the formation of gibbsite and iron
mineraIs; the weathering products of the trachytic tuff, less permeable, contain especially swelling minerals with a permanent
charge.
As a result of this difference in mineralogical evolution, the soils
on trachybasalt are characterized by a much lower effective cation
exchange capactity and a higher variabie charge compared to the
soils on trachytic tuff. The high pH values, especially in the soils
on trachybasalt, are explained by the available reserve of cations
to saturate the permanent exchange places.
These soils, actually classified as "partially desaturated ferrallitic
soUs" and as "ultisoIs", are in reality saturated soUs.

114

Vergelijkende studie van de mineralogische evolutie van bodems van
gelijke ouderdom op trachiet-basalt en op trachietische tuf in de
Hoge Plateaus van West-Kameroen

Samenvatting
De bodems van gelijke ouderdom op trachiet-basalt en op tra-.
chietische tuf, gelegen in analoge topografische posities op de Hoge
Plateaus in West- Kameroen vertonen een verschillende mineralogische
evolutie. Dit onderscheid blijkt in verband te staan met een verschil
in doorlaatbaarheid tussen de respektievelijke moedergesteenten. De
bodems op trachiet-basalt zijn vooral gekenmerkt door de vorming
van gibbsiet en ijzermineralen; de verweringsprodukten van trachietische tuf bevatten vooral zwellende mineralen met een permanente
lading.
Ten gevolge van dit verschil in mineralogische evolutie, zijn de
bodems op trachiet-basalt gekenmerkt door een veel lagere reële
kationenuitwisselingskapaciteit en een hogere veranderlijke lading in
vergelijking met de bodems op trachietische tuf. De hoge pH-waarden, vooral in de bodems op trachiet-basalt, worden verklaard door
de beschikbare reserve aan kationen om de permanente uitwisselingsplaatsen te verzadigen.
Deze bodems, die tegenwoordig geklasseerd worden als "gedeeltelijk onverzadigde ferrallitische gronden" en als "ultisolen", zijn in
realiteit verzadigde gronden.

115

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 117-131, 3 fig., 8 tab., Ghent, 1986

PHOSPHATE ADSORPTION ON DESERT SANDS
COATED WITH IRON HYDROXIDES

E.M. KHALED

J. VANDERDEELEN
L. BAERT

Abstract
Two desert sandy soils were coated with iron hydroxide by applying either a Fe(III)- or a Fe(II) solution. Unhydrolised Fe(N0 3)3
solution, two partly hydrolised Fe(III) sols with OH/Fe ratios of 2
and 2.84 and FeCl 2 solution were used. Iron coating of soil particles increases the surface reactivity and enhances the phosphorus adsorption. The phosphorus adsorption maximum, as calculated
from the Langmuir equation, is influenced by the initial degree
of polymerisation of the added ferric solutions. Adsorbed phosphate amounts were higher af ter treatment with the ferrous solution than with the ferric solutions.
Key-words
Desert sand, ferric hydroxide coating, P-adsorption.

1. INTRODUCTION
The barren desert represents more than 95 o~ of Egypts surface
area. Due to the fast population growth, attention has been directed
towards an increasing productivity of the arabie land in combination
with an expansion of the cultivable land area. With respect to the
latter, the western and eastern desert areas are under consideration.
The sandy character and low organic matter content of these soils
E.M. Khaled - Faculty of Agriculture, AÏn Shams University, Shoubra EI-Khaima, Egypt.
J. Vanderdeelen and L. Baert - Faculty of Agriculture, Ghent State
University, Coupure 653, B-9000 Ghent, Belgium.
117

result in a poor retention capacity for moisture and nutrient elements (Amer, 1978; Ghoneim, 1978; EI-Badry, 1979). In such environment, one would expect serious problems with almost all nuüients,
among which nitrogen, phosphorus, potassium and micronutrients are
of special significance.
Adsorption of Fe(III)-(hydrous) oxides onto soils has been given a
lot of attention due to their impact on both physical as weIl as
chemical properties (Follette, 1965; Greenland and Oades, 1968;
Fordham, 1969 and 1972; Rengasamy and Oades, 1977). Precipitation
of AI- and Fe-hydroxides on dispersed day suspensions followed by
drying has been a successful tooI in increasing the net bonding between the day partides (El-Swaify and Emerson, 1975). Sesquioxide
coating around soil aggregates largely improves the structure while
it restricts the swelling of the clay (RusselI, 1971; EI-Rayah and
Rowell, 1973).
The chemical nature of sesquioxidic. compounds, either as individual partides or as coatings, makes them efficient sinks for ions
such as phosphate, humic substances and trace elements (Schwertmann and Taylor, 1977). As such, they are able to increase the surface reactivity of sand particles considerably. In this respect extent
and surface reactivity of iron hydroxide coatings as applied onto
two Egyptian desert sandy soils were studied through their phosphorus adsorption.

2. MATERlALS AND METHODS
2.1. Soils
Desert sandy soils were selected from two locations in north
east Egypt. From each soil two samples were collected related to
the 0-25 cm depths respectively. The first soil represents the area
of the Salhia desert under reclamation. The second soil originates
from a site called eastern Cerabium region 2 at about one kilometer
from Ismailia-Suez .canal. The samples were air-dried and passed
through a 1 mm sieve. General properties of both soils are given in
table 1.
2.2. Coating of soils with iron (hydrous)oxides
Coating of the soils has been performed starting from both Fe
(111)- as weIl as from Fe(II)-solutions. The former operation has been
achieved by applying either 0.1 M Fe(N0 3 )3 solution or partially
neutralized 0.1 M Fe(N0 3 )3 sols with OH/Fe ratios of 2 and 2.84
(Abu Talib Bachik, 1980). The unhydrolysed 0.1 M Fe(N0 3 )3 solution
as weIl as the two sols were sprayed on the soil, spread as a very
118

Table 1.
General properties of studied soils.
pH

Soil
series

H20

KCI

1/5

1/2.5

Total analysis (mg/ lOOg)
Al

P

Fe

C.E.C.

Organic
matter

CaC0 3

(meq/

(%)

(%)

lOOg)

Particle size distribution
Clay

Silt

Sand

< 2 ]Jm

2-50]Jm

> 50 ]Jm

%

%

%

Salhia 1*

8.2

7.7

20.4

886.2

633.1

3.36

0.11

4.9

12.5

0.8

86.7

SaIhia2**

8.9

7.9

19.6

708.7

840.2

3.36

0.11

4.1

7.6

2.8

89.6

Ismailia 1*

9.1

8.3

11.2

223.7

261.4

0.76

0.09

2.5

1.0

0.6

98.4

Ismailia2**

9.0

8.3

11.4

217.5

246.9

0.64

0.11

3.0

0.9

0.3

98.8

* 0-25 cm depth; ** 25-50 cm depth.

c.o

-

----

--- ----

layer in a tray. The amount of solution added was 3 % on a soil
weight basis, corresponding to a theoretical concentration of 16.85
mg Fe per 100 g of soil. Af ter this treatment the soils were dried
and used as such for successive investigation.
In order to coat the soils with Fe(III)-hydroxides starting from a
ferrous sol ut ion, 20 g of soil was first washed twice with 20 cm 3
of 10- 3M HCI. Thereafter, 20 cm 3 of a 0.1 M FeCl 2 solution was
added and the suspension mixed. The slurry was centrifuged and the
supernatant liquid, the pH of which was around 6.5, was decanted.
The soil was washed once more with 20 cm 3 of a 10- 4M HCI and
subsequently exposed to the air in a thin layer for drying. Due to
the near neutral reaction of the soil, oxidation of ferrous to ferric
iron was completed in the air within one to two hours. This procedure refers to a "single coated" soil. Also "double coated" up to
"quadruple coated" soils have been prepared by this procedure.
2.3. Fe and P extraction of soils
Following extraction solutions were used to investigate Fe and P
behaviour of the sbils : 1 M KCI at pH = 3.5, ammonium acetate
(A.A.) at pH = 4.8, ammonium lactate (A.L.) at pH = 3.75 and
0.5 M NaHC0 3 at pH = 8.5 (Olsen reagent). Ammonium acetate
was prepared by dissolving 77 g of NH4 Ac. 3H 2 0 and 50 cm 3 of
acetic acid (96 %) in 1 1 of water. The ammonium lactate reagent
is made by mixing 51.4 cm 3 lactic acid (90 %) with 47 cm 3 acetic
acid (96 %) in water and diluting to 2 1, the pH being adjusted
with ammonia.
For P extract ion with the Olsen and the A.L. method, 2 g of
soil was shaken with 40 cm 3 of extracting solution for 30 minutes
and 4 hours respectively. Af ter centrifugation, P concentration in
the supernatant was determined colorimetrically by the Scheel
method (1936). The extractibility of Fe was determined by shaking
5 g of sbil with 50 cm 3 of KCl, ammonium acetate or ammonium
lactate for 24 hours, 1 hour and 4 hours respectively. Following
centrifugation, Fe in the supernatant liquid was determined by the
orthophenantroline method of Toth et al. (1948), af ter boiling the
sample solution with HCIO 4 in order to destroy any polymerised
Fe(III)-hydroxides present.
2.4. Adsorption of P
To 1 g of soil sample 50 cm 3 of ~hosphate solution (KH 2PO 4)
were added. P amount in this 50 cm ranged from 0 to 1000 lJg.
The suspensions were allowed to equilibrate by shaking for 24 hours.
They we re centrifuged and P was determined in the supernatant.
The amount of phosphate adsorbed was calculated from the difference between initial and final P concentration.
120

3. RESUL TS AND DISCUSSION
3.1. General soH properties
As can be derived from their genera I characteristics in table 1
the soils under consideration have a poor agricultural value. CEC,
native P content as weIl as organic matter content are low, while
pH is high. Total Fe and Al contents are higher in Salhia than in
Ismailia soil; while the clay content in the former amounts to 12 %
as compared to 1 % in the latter. Percentages of extractable Pand
Fe, as related to the total amount, are given in table 2. P recovered with NaHC0 3 is always very low. The A.L. solution, which is
acid and is known to have a stronger chelating power for Al and
Fe, extracts about 10 % of the total P. Due to the absence of both
a complexing ability as weIl as an acidic pH effect, KCI is not able
to remove any iron from the soils. These factors also explain why
iron extracted by A.A. is always lower than that extracted by A.L.

Table 2.
Pand Fe extracted from the untreated soils, in percent of their
tot al amount present.
Soil series

P (%)

Fe (%)

NaHC0 3
A.L.
KCI
A.A.
extract a- extract a- extracta- extractabie
bie
bie
bie

A.L.
extract abie

Salhia 1

2.00

10.21

0.00

0.15

1.22

Salhia2

2.09

8.22

0.00

0;09

0.75

Ismailia 1

5.35

11.73

0.00

0.19

1.63

Ismailia2

4.19

9.33

0.00

0.14

1.28

3.2. Extraction of Fe from treated soils
Amounts of extractable iron from two soils coated with the
ferric solutions are given in table 3. Results are expressed as percentage of the Fe amount added, which corresponds to 16.85 mg
per 100 g soil. Af ter extraction of the treated soils with KCI, A.A
121

and A.L., the pH of the supernatant solutions is about 7.0,
5.0 and 4.5 respectively. No iron is recovered with the KCI
extraetant. Again, the amount
of iron extracted by A.L. always
exceeds that solubilized by A.A.
Considering the effect of different OH/Fe ratios, results prove
that polymerisation of iron before adding it to the soil reduces its extractability, pointing
towards the fact that the initial
characteristics of the dispersions
can still be recognized af ter
fixation. It is believed that the
latter is probably an adsorption
phenomenon.
From electron miFig. 1.
croscopie analysis of the polyElectron microscopie picture
merized Fe(III) sol it is shown
(x 230.000) of polymerised Fe(III)
(figure 1) that, apart from the
(hydrous) oxide sol.
primary individual particles with
a diameter of 3 to 4 nm, aggregated Fe(III) hydroxide particles are also present. The diameter
of the latter ones is estimated to be around 40 nm. The diameter
of the aggregated particles is confirmed in the size measurement
by photon correlation spectroscopy. The concentration of these bigger particles increases with increasing OH/Fe ratios at the expense
of the primary particles. So it is easily understood why extractability of Fe drops with hydroxylation rate. These findings are in agreement with the observations reported by Follett (1965), who found
that colloidal ferric hydroxides adsorbed onto kaolinite and quartz
surfaces were unaffected by ammonium acetate extraction, prolonged washing or ultrasonic vibration. According to this author and in
order to remove the adsorbed colloids a treatment with sodium di- .
thionite was necessary. Similar findings with regard to ferric hydroKide sols were reported by Kavanagh and Quirk (1978) and by Brown
and Hem (1975) for cationic AI-hydroxide sols.
In order to assess the amounts of iron precipitated onto the soil
particles treated with a ferrous sol ut ion using the procedure as described in 2.2, soils were boiled for 30 minutes in 1 N HCl using a
solid to solution ratio of 1: 50. From the results shown in table 4,
it appears that the surface of the soils is covered with almost 0.5 %
of its weight af ter one treatment,. increasing steadily af ter each
supplementary process of coating.
122

Table 3.
Fe extracted fr om coated soils using different extracting solutions,
expressed in percent of Fe amount added.
SoiI series

Fe recovered (%)

OH/Fe ratio

KCI
extractable

A.A.
extractable

A.L.
extractable

Salhial

0.00
2.00
2.84

0.00
0.00
0.00

36.5
5.5
1.3

73.9
61.0
55.9

Salhia2

0.00
2.00
2.84

0.00
0.00

29.5
9.0
2.5

71.5
53.3
45.2

Ismailia 1

0.00
2.00
2.84

0.00
0.00
0.00

31.3
10.3
5.5

68.1
58.9
53.1

Ismailia2

0.00
2.00
2.84

0.00
0.00
0.00

30.4
10.1
8.3

68.4
59.5
51.0

O~OO

Table 4.
Fe extracted (mg Fe per lOOg soiI) by IN HCI from the upper 25
cm layers of the soiIs coated with Fe(II) solution.
Fe extracted (mg Fe per lOOg)

SoiI series

Salhia 1
Ismailia 1

quadruple
coated

uncoated

once
coated

twice
coated

thrice
coated

100.8

633.5

703.6

793.8

849.0

20.1

454.6

462.0

495.5

540.5

123

3.3. Phosphate adsorption
The amounts of phosphate adsorbed onto the uncoated and coated
soils of Salhia and Ismailia are shown in tables 5 and 6 respectively. The smaller the ferric hydroxide particles at the time of addition, the higher the resulting P concentration onto the surface. This
is not only confirmed for the unhydrolysed Fe(N0 3 )3 solution where
Fe 3 +, Fe(OH)2+ and Fe(OH)Z species are supposed to be , present, but
also for polymerised Ye(III) hydroxide at OH/Fe ratios of 2 and 2.84.
Two major reasons can be mentioned for this phenomenon. Due, to
the fast drying of the moistened soil, monomeric Fe(III) hydroxide
species are not able to grow to weIl ordered polymers such as obtained at OH/Fe ratio of 2.84. Next, the positive charge per Fe
atom is decreasing with the polymerisation degree, resulting in a
weaker electrostatic attraction of the coating with regard to P. Due
to the high pH of both soils, it is assumed that initially a chemical
adsorption onto the soil partieles takes pI ace, which may be followed by a subsequent precipitation of highly insoluble calcium-phosphate
compounds.
Considering the P adsorption data for Fe coated soils using a
ferrous solution (tabie 7), it becomes evident that for similar P
doses applied, adsorbed P amounts are always higher than those obtained for Fe(III) hydroxide coating, starting from ferric solutions.
As repeated iron coatings do not change P-adsorption to a high
extent, it is concluded that an almost uniform iron covering of the
Table 5.
Phosphate adsorption on 5alhia soil.
Adsorbed P (]Jg.g-l soil)

P applied
(]Jg.g-l soil)

*

=2

= 2.84

uncoated

Fe(N0 3 )3

5 1*

5 2**

51

52

51

52

51

52

50

8.0

5.5

41.3

37.0

39.2

32.0

28.2

23.9

100

16.0

9.7

70.8

61.8

56.4

46.6

45.4

39.9

200

24.9

15.5

101.6

93.0

78.9

70.3

76.8

63.9

.500

34.7

27.6

170.7 152.0 130.0 12l.1

110.5

100.4

1000

65.5

52.0

302.0 280.5 248.5 231.5

192.0

184.5

0-25 cm soil layer;

**

OH/fe

OH/Fe

25-5.0 cm soil layer.
124

Table 6.
Phosphate adsorption on Ismailia soil.
Adsorbed P (lJg.g- 1 soil)

P applied
(lJg.g- 1soil)

*

uncoated

Fe(N0 3 )3

OH/Fe = 2

OH/Fe = 2.84

5 1*

51

51

51

5 2**

52

52

52

50

3.0

3.1

37.4

36.5

35.1

35.0

31.4

31.4

100

5.5

5.6

54.2

51.4

39.7

36.8

32.0

31.5

200

10.0

9.1

80.4

79.3

70.2

69.5

55.2

54.5

500

18.0

17.1

119.5

114.5

78.0

76.0

68.4

67.0

1000

35.5

34.0

195.5

192.0

142.5

140.0

131.0

127.5

0-25 cm soil layer;

**

25-50 cm soil layer.

Table 7.
Amounts of Padsorbed onto the soils (lJg P.g- 1 soil).
Treatment

50il series P applied
(lJg.g- 1soil)

"twice
un"once
coated coated" coated"

"thrice "quacoated" druple
coated

100

16.0

76.0

79.1

85.6

89.8

500

34.7

230.8

260.8

275.2

286.4

100

5.5

48.5

49.6

52.0

56.1

500

18.0

155.2

173.0

193.0

207.7

5alhia 1

Ismailia 1

surfaces is achieved by one treatment. At P doses of 100 and 500
lJg per gram of soil, adsorbed P amounts on Fe-coated soils are increased 5 to 10 times as compared to the untreated soils. Wetting
the soil with ferrous solution results in the formation of immobiliz125

Table 8.
Linear correlation coëfficient (r), adsorption maximum (N m ) and energy of adsorption (~G) of noncoated and Fe(III)-coated soils.
Treatment

Soil
depth
(cm)

Salhia
r

Nm
(.lJg p.g-l)

Ismailia
~G

r

(kJ.mole- 1)

Nm

~G

(lJg p~g~l)

(kJ.mole- 1)

0-25

0.990

66

-27

0.990

40

-26

25-50

0.990

48

-27

0.990

34

-27

0-25

0.988

194

-32

0.990

136

-32

25-50

0.990

180

-32

0.990

131

-32

0-25

0.988

148

-32

0.990

82

-33

25-50

0.987

151

-31

0.990

84

-33

0-25

0.988

127

-32

0.988

77

-32

25-50

0.990

134

-30

0.988

76

-32

uncoated

Fe(N0 3)3

Fe(III)-sol
OH/Fe

= 2.0

Fe(III)~sol

tv

(j')

OH/Fe

= 2.84

I

ed hydrolysed Fe(III) produets with adsorption properties for nutrients
such as phosphate ions.
Using the adsorption data for P applJ ications amounting to 500 l-Ig
per gram of soil, the maximum P adsorption (N m ) as weIl as the
energy parameter K have been calculated (tabie 8) using the linearized Langmuir isotherm, which is of the type :
C/X = l/KN m

+

C/N m

with C being the P concentration in the supernatant liquid at equilibrium and x the amount of Padsorbed per gram of soil.
Figures 2 and 3 show the linear relationship for uncoated and
coated Salhia 1 and Ismailia 1 sands. The calculated P adsorption maxima of coated soils are two to three times higher than · those of uncoated soils.
12

Uncoated

10

8
("f")

I

E

u

o

6

LO

4

4

OH/Fe=2.84
OH/Fe= 2

3

2

O~

o

____

~

______L -_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _
200
300
400
500
~

~

~

100

C (ug P.50 cm -3 )

Fig. 2.
Langmuir plot for the adsorption of phosphate by
Salhia soil 1•

127

27
26

/

/

Uncoated

/
/

24

/ '
/ '

.--..

/ '

22

/

(V')

I

E

u

20

.4'

0

/

/

L{')

18
'-,.-'

0
(/)

-

Ol,

16
15

,-

x
u

8
OH/Fe=2.84

6

OH/Fe= 2

4
2
0
0

100

200

300

400

C (ug P.50 cm- 3 )

soo

Fig. 3.
Langmuir plot for the adsorption of phosphate by Ismailia soil l .
The free energy va lues b G of P adsorption onto the
calculated using the following equation :

soil~

were

bG = RT In K

where R refers to the gas constant, T to the absolute temperature
and K to the binding energy parameter as obtained from the Langmuir equation. From the bG values it might be concluded that the
type of P binding onto the coated soils is of higher energy than
that of the untreated soils. Note also the constancy of the calculated values af ter coating, pointing towards a similar mode of binding,
irrespective of the initial Fe compound.

128

4. CONCLUSIONS
Due to the high sand content of both desert soUs, surface reactivity and hence adsorption power for nutrients such as phosphate
are very low. The amount of phosphate adsorbed increases when soil
is coated using Fe(III) solutions. The maximum amount of phosphate
adsorbed onto Fe(III)-coated soils starting from ferric solutions increases in the order : unhydrolysed ferric solution Fe(III} - sol at
OH/Fe = 2 Fe(III}-sol at OH/Fe = 2.84. The high 6G values for adsorption of phosphate onto the Fe(III)-coated soils indicate that the
type of P binding is of higher energy than that of untreated soUs.
The ferric hydroxide coatings on the sand surfaces, starting from
ferrous solution, are heavier and as such more homogeneous which
enhances the P adsorption.

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130

Adsorption de phosphate sur des sols sablonneux d'origine désertique
couverts par des hydroxides de fer
Résumé
Deux sols sablonneux d'origine désertique ont été couverts par
l'hydroxide de fer après traitement avec des solutions ferrriques et
ferreuses; une solution de nitrate de fer(III) non hydrolysé, deux sols
ferriques ' partiellement hydrolysés avec des rapports OH/Fe égaux à
2 et 2,84 ainsi qu'une solution de FeC1 2 ont été utilisées. Le recouvrement des particules du sol fait augmenter la réactivité de la
surface, résultant en une adsorption croissante de phosphate. Le
taux d'adsorption calculé selon 1'équation de Langmuir est influencé
par Ie degré de polymérisation des solutions ferriques. Comparé à
ces dernières, un traitement avec une solution ferreuse a pour effet
d'augmenter la quantité de phosphate adsorbé.

Fosfaatadsorptie aan woestijn zandgronden bedekt met ijzerhydroxiden
Samenvatting
Twee woestijn-zandgronden werden bedekt met ijzerhydroxiden
door behandeling met Fe(III)- en Fe(II)oplossingen; hiervoor werden
een niet gehydrolyseerde Fe(N0 3 )3 oplossing en twee gedeeltelijk
gehydrolyseerde Fe(III)-sols met OH/Fe verhoudingen gelijk aan 2 ~n
2,84 alsmede een FeCl 2 oplossing gebruikt. Een ijzerbedekking van
de bodempartikels doet de oppervlaktereaktiviteit toenemen en heeft
een verhoogde fosfaatadsorptie tot gevolg. Het adsorptie-maximum
berekend uit de Langmuir vergelijking wordt beInvloed door de polymerisatiegraad van de toegediende ijzer(III) dispersies. In vergelijking
met deze laatste nemen de geadsorbeerde fosfaat hoeveelheden
steeds toe door behandeling met een ferro-oplossing.

131

PEDOLOGIE, XXXVI-2, p. 133-154, 6 fig., 4 tab., Ghent, 1986

THE CONSTRUCTION OF ROOT ZONE CAPACITY
MAPS BASED ON COMPUTERIZED SOIL MAPS
AND PEDOLOGICAL DATA
H.B. MADSEN

Abstract
In Denmark nation-wide computerized maps showing the extent
of soil types, landforms, wetlands, and clayey and sandy subsoils
have been elaborated. These maps have been combined for construction of mapping units with nearly identical root zone capacities and for delineation of areas with pronounced capillary rise of
water into the root zone from shallow groundwaters. Within each
mappingunit, a typical soil profile has been defined according to
texture and organic matter content at three depths. Assessment
of the mapping units is based on pedological investigations with
information on root density and soil water retention.
Regression equations combining texture and organic matter with
water content at field capacity and permanent wilting point have
been elaborated and the effective root depths defined and determined. Based on this information root zone capacity maps for
grass, spring-sown cereals and winter-sown cereals have been constructed and an example is given from an area in southern Jutland.
Key-words
Computerized maps, roots, soil water.

1. INTRODUCTION

Water deficit during the growth season is today one of the most
limiting factors for plant production in North Europe, especially on
Henrik Breuning Madsen - Institttte of Geography, University of
Copenhagen, nster Voldgade, 10, DK-1350 Copenhagen, and Ministry
of Agriculture, Bureau of Land Data (ADK), Enghavevej, 2, DK- 7100
Vejle, Denmark.
133

sandy soils. This is primary due to a bet ter fertilization and drainage of the farm land during the last century. Therefore, information
on soil water retention in the root zone combined with climatic
data is today of great importance in agricultural and irrigation
planning. One of the primary soil water data used in the agricultural water planning in Denmark is the root zone capacity (RZC) defined as the amount of soil water which can be utilized by the
crops before wilting due to lack of water supply. RZC does not include capillary water penetrating into the root zone from shallow
groundwater or the amount of precipitation during the growth se ason, and it is therefore only a part of the total available water
(T AW) for plant production which roughly can be calculated from
equation (1) :
TAW = RZC + PR + CR - RO - WP
(1)
In this equation RZC is the root zone capacity, PR is the precipitation during the growth season, CR is the capillary rise of
water into the root zone during the growth season, while RO and
WP are run-off and water passing through the root zone during the
growth season. Evaporation from bare soil and interception are
neglected.
For agricultural planning computerized soil maps of Denmark
have been elaborated. They were mainly based on texture analyses
of the topsoil and according to these, the arabie land was divlded
into 8 classes. Moreover, the location of forest areas and urban
zones are given (Mathiesen, 1980).
The soil maps have been widely used in the planning of the rural
land, e.g. for protection of valuable agricultural land around expanding urban settlements. Furthermore, the soil maps have been used
for calculating the amount of water needed for irrigation (Madsen
and Platou, 1983), the actual and potential need for drainage (Holst
and Madsen, 1986), and the soil erodibility (Madsen et al., 1986).
In order to improve the soit maps, computerized nation-wide landscape maps, wetland maps, and maps showing the location of clayey
and sandy subsoils have been elaborated. All maps have been digitized in order to facilitate production of computer-drawn maps at different scales and with different combinations of parameters. The
computerization has also facilitated statistical treatment of the data
and calculation of the area distribution within specific regions such
as counties and catchments.
The establishment of the new nation-wide databases combined
with data from pedological investigations makes it possible to construct nation-wide maps showing the root zone capacity for different
crops and to delineate areas with a significant capillary rise of
water into the root zone. This paper describes a method for mapping the root zone capacity for different crops by combining com134

puterized soi! maps and pedological data, and an example is given
for a test area in . southern 1 utland.

2. METHOD AND MATERIALS
The principle for constructing RZC maps is shown in figure 1.
First, a combination of the computerized nation-wide maps is carried
out to delineate mapping units with nearly identical RZC, then a
typical soil profile within each mapping unit is defined, and the RZC
is calculated from root- and soil water retention data obtained from
pedological investigations.
2.1. Construction of mapping units
The construction of mapping units is based on the four previously
mentioned nation-wide maps. In the following, a brief description
of the four maps is given, and in figure 2 a combination of the
maps is shown for the test area.
2.1.1. Danish soil classification
In 1975-80, a nation-wide soil survey was carried out by the
Ministry of Agriculture, Bureau of Land Data (ADK), and soit maps,
approximately 400 sheets, were produced at a scale at 1: 50,000.
These soit maps are primarily based on texture analyses of soH
samples from approximately 35000 sites. Slope classes are constructed from topographic maps, and the geological origin of the soH at
1 metre depth is shown, where this information is available from
detailed geological surveys. Samples for texture analysis we re taken
at all sites from a depth of 0-20 cm and at selected sites (roughly
6000) from a depth of 35-55 cm. The samples were taken by local
agronomists in cooperation with the staff at the Bureau of Land
Data. In the laboratory, texture, organic matter and calcium carbona te were determined in all samples, and the results were stored
in a computer system (Mathiesen, 1980).
The arabie land was classified into 8 soi! types according to the
texture at 0-20 cm depth (tabie 1). Each soil type has been given
a map colour code (1-8). The soil maps show the distribution of the
soil types in the agricultural land, and divide the remaining are as
into urban zones and forest areas. Table 1 shows that the soi! types
are further subdivided into 12 soil classes, 1B 1-12. The division of
the arabie land into 8 soi! types was carried out by the local agronomists in cooperation with the staff at the Bureau of Land Data.
In this way the mapping has included local experience about the
distribution of soil types, as weIl as systematic analytical data.
135

CONSTRUCT ION OF
MAPPING UNITS

DANISH SOIL CLASSIFICATION
SUBSOIL MAPS
LANDFORM MAPS
WETLAND MAPS

DANISH SOIL CLASSIFICATION
SUBSOIL AND LANDFORM MAPS '

DELINEATION OF
AREAS WITH
SHALLOW GROUNDWATER TABLE

WETLAND MAPS
(LANDFORM MAPS)

TEXTURE
ORGANIC MATTER
REGRESSION EQUATIONS
PEDOLOGICAL
INVESTIGATIONS
TEXTURE
ORGANIC MATTER
CROP

PEAT

-----~I

MORE THAN 210 MM

NON-PEAT - - - - - I LIKE NON-WETLANDS
(MINIMUM AWC FOR
PLANT PRODUCTION)

*RZC = ROOT ZONE CAPACITY
**AWC = AVAILABLE WATER CONTENT
***ERD = EFFECTIVE ROOT DEPTH

Fig. 1.
Schematic drawing showing the principle for construction of root
zone capacity maps.

Moreover the agricultural land is divided into three slope classes
0-6°, 6-12°, and more than 12°. Experimental data show that in the
first class mechanized tillage is carried out without any problems,
in class two minor difficulties may arise, while in class 3 mechanized tillage is nearly impossible.
136

Table 1.
Definition of soil types for soil mapping in Denmark.
Map
Soil Type
Colbur
Code
1

Coarse Sand

1

2

Fine Sand

2

3

Clayey Sand

4

Sandy Clay

Percentage by weight

j8-

nr.

3
r---4
5
!-"-

Clay
Silt
Fine Sand
< 2lJm 2-20 llm 20-200 llm
· 0~5

0-20

6

Clay

Heavy Clay
or Silt

75-100

5-10

0-25

0-40

65-95

40-95
10-15

0-30

0-40

55-90

40-90

~

7

15-25

0-35

40-85

8

25-45

0-45

10-75

9

45-100

0-50

0-55

10

0-50

20-100

0-80

7

Organic Soils

11

8

Atypic Soils

12

Humus
58,7%C

50-100

6
5

0-50

Total Sand
20-2000 llm

10

> 10

2.1.2. Landscape map
For subdividing the map colour codes, a nation-wide landscape
map has been elaborated in scale 1: 100,000. This map is based on
previous landscape maps (Schou, 1949; Smed, 1979), topographic
maps, and geoiogical surveys published at scale 1: 100,000. The country is divided into 9 different landforms :
- Old morainic areas from the SaaIe glaciation,
- Young morainic are as from the Weichsel glaciation,
- Outwash plains from the Weichsel glaciation,
- Dune sand are as,
- Oid marine deposits (Yoldia) from just af ter the Weichsel
gl.aciation,
- Marsh are as,
Younger marine deposits (Littorina) and recent marine forelands,
137

!illillIill

CLAYEY SUBSOIL

D

SANDY SU,BSOIL

[ ] ] URBAN AREAS

G3 FOREST


AREAS

WETLANDS

[IJ MAP

COLOUR

~ OUTWASH PLAIN
\:ySAALE GLACIATION LANDSCAPE
2 KM

I

N

~

Fig. 2.
Combination map of the test area. The map shows the arabie land,
urban zones, and forest areas with a subdivision of the arabie land
according to map colour code, landform, type of subsoil, and wetlands. Furthermore the location of the test area in Jutland is indicated.

- Reclaimed areas,
- Rock.
Moreover some mixed are as were outlined where it was not possible to separate the landforms. The landscape map is used to delineate areas of marine origine These areas have a high possibility for
capillary rise of water into the root zone from shallow groundwater.
2.1.3. Maps showing the location of clayey and sandy subsoil
From a geological map in scale 1:500,000 (Bornebusch and Milthers, 1935) and from geological maps in scale 1: 100,000 the clayey
and sandy subsoil has been outlined. Geologically, the sandy subsoil
is mainly dune sand, marine sand, meltwater deposits or till, and it
has normally less than 10% of clay. The clayey subsoil is mainly
till with a clay content bet ween 15% and 30%.
138

2.1.4. Maps showing the location of wetlands
The wetlands have been outlined from the landscape map and
from old topographic maps (1 :20,000) showing the extent of wetlands
60-80 years ago. From the first mentioned, marsh areas, younger
marine deposits and recent marine forelands together with reclaimed
areas are considered wetlands, while in the other landscapes all
areas with wetland signature on the old topographic maps are considered wetlands. The old maps were preferred to younger ones because of the recent decrease in wetlands due to drainage. The wetlands cover roughly 20% of the country.
2.2. Construction of typical soil profiles within the mapping units
Based on the maps from the Danish soil classification and the
subsoil map it is possible to classify the depths 0-60 cm and 60120 cm according to the map colour code system (MCC-system),
and hereby to construct typical soil profiles for the different mapping units with information on texture and content of organic matter. The MCC-values from the soil classification give information
on the uppermost 60 cm of the profile, while the sandy or clayey
subsoil map determines the MCC-value within the depth interval
60-120 cm. The principle for the MCC-assessment of the subsoil is
as follows, and figure 3 shows a schematic drawing of the profile
constructed :
- If the topsoil is MCC 1-3, the sandy subsoil will have the same
MCC-value as the topsoil;
- If the topsoil is MCC 4-6 . or 8, the sandy subsoil is as clayey
as possible, that means MCC 3;

SANDY
SUBSOIL

~ ~ ~
~
~
~
MCC2

MCC1

CLAYEY
SUBSOIL

MCC
1-3
MCC5

MCC5

MCC3

MCC
568
MCC5

MCC
4-6&8
MCC3

MCC1

MCC5

Fig. 3.
Typical soil profiles for different mapping units constructed by combining the Danish soil classification maps with
the subsoil map.
139

- If the topsoil is MCC 7, the sandy subsoil is MCC 1;
- Is the subsoil clayey, it will in all cases be MCC 5, that means

between 15-25% clay.
According to the fAO-Unesco soil map legend (1974) MCC 1 and
2 on sandy subsoils are mainly Podzols and MCC 3, 4, 5, 6 and 8
mainly Cambisols. MCC 1 and 2 on clayey subsoils might be Podzols if the sandy topsoil is thick, otherwise they are Cambisols.
MCC 3 and 4 on clayey subsoils are in western Denmark mainly
Acrisols and in the other parts mainly Luvisols, while MCC 5, 6
and 8 are Cambisols or Luvisols. MCC 7 on sandy or clayey subsoils
will be poorly drained soils, mainly Histosols.
Using information on texture and organic matter derived from
the soil classification databases, the mean texture and organic matter content can be calculated for the different MCC-values at the
Table 2.
Mean textural composition of the different map colour codes (MCC)
in Ribe county, southwest Jutland.
Particle size distribution (%)
Depth
(cm)

clay

silt

f. sand

c. sand

0-211

2-20lJ

20-200lJ

200-2000lJ matter
%

1.

0- 30
30- 60
60-120

3.4
3.0
3.0

4.4
2.8
2.8

28.7
26.7
27.1

59.7
65.5
66.5

3.7
2.0
0.5

2.

0- 30
30- 60
60-120

3.3
2.8
2.8

5.1
2.8
2.8

55.7
61.6
62.0

32.2
31.7
31.8

3.6
1.1
0.5

3.

0- 30
30- 60
60-120

6.2
6.6
6.7

7.3
6.0
6.1

36.6
38.9
39.5

45.6
46.5
47.2

4.1
2.0
0.5

4.

0- 30
30- 60
60-120

11.2
11.9
12.0

11.1
9.0
9.1

37.6
42.3
42.7

36.2
35.2
35.6

4.0
1.5
0.5

5.-6.

0- 30
30- 60
60-120

17.8
18.6
18.9

16.1
13.3
13.5

38.0
36.7
37.3

23.1
29.4
29.8

4.9
2.0
0.5

MCC

org.

140

depth intervals 0-20 cm and 35-55 cm. Using these data each typical soil profile is given a texture and an organic matter content at
three depths 0-30 cm, 30-60 cm, and 60-120 cm. The information
from 0-20 cm determines the texture from 0-30 cm, and the informat ion from 35-55 cm determines the texture from 30-60 cm. From
60-120 cm depth the 30-60 cm texture is used, but the organic matter content is reduced to 0.5 %. Table 2 shows the mean texture
and organic matter content in the typical soil profiles situated in
Ribe county, southwest Jutland.
2.3. Delineation of areas with shallow groundwater
A delineation of areas with high possibility of capillary rise of
water from shallow groundwaters into the root zone is of great importance, e.g. for irrigation planning, because in such areas RZC
will be the minimum available soil water content for plant production. In the other areas the RZC will be the total available soil
water content for plant product ion. As the wetlands on the old topographic maps either are situated in depressions, along rivers or on
low lying marine plains, the wetland map is used to delineate areas
with high possibility of capillary rise of water into the root zone
from shallow groundwaters. The wetlands are mainly Histosols, Gleysols or Fluvisols. Outside the wetlands, temporary groundwaters only
occasionally give rise to notabie capillary rise of water into the
root zone during the growth season.
2.4. Calculation of root zone capacities (RZC) for mapping units
within non-wetland areas
RZC is defined as the amount of water in the soil profile which
can be utilized by the plants before wilting due to lack of water
supply. At this point the total amount of available water in the uppermost part of the root zone has been utilized by the crops, while
in the lower parts of the root zone only some of the available
water content has been utilized. This is due to .differences in root
density down through the soil profiles. Thus for every typical soil
profile, RZC is calculated by combining the available water content
in the soil layers with information on root profiles from different
crops.
2.4.1. Available water content in the different soil profiles
The available water content for plant product ion (AWC) is defined as the water content between field capacity (FC) and the permanent wilting point (PWP). For a calculation of AWC by means of
the data from the typical soil profiles it is necessary to establish a
141

relationship between soil texture and soil water retention.
Soil profile investigations have been carried out in Denmark
showing this relationship. Hansen (1976) analyzed soil samples from
agricultural research stations and correlated texture and water content at pF 2.0 and pF 4.2. Madsen (1976) analyzed soit samples
from mid-Jutland and correlated texture with the water content at
pF 1.7, pF 2.0 and pF 4.2, and Madsen and Platou (1983) made identical investigations in northern Jutland. During the establishment of
the main gas pipeline system across Denmark in 1981-84 pedological
investigations were carried out in the working belt, and a nat ionwide database for pedological data was established (Madsen and
Jensen, 1985). In that connection, soit water retention analyses have
been carried out and on the basis here of new regression equations
for specific regions elaborated.
The investigated profiles were developed in sediments of different geological origin, so the regression equations should be as representative as possible. Undisturbed samples were taken in 4 to 5
horizons for a determination of the soit water retention, and disturbed samples were taken for texture analysis and ot her soil physical
and chemical analyses.
The water content at different pF -values, e.g. pF 1.0, pF 1.5,
pF 2.0, pF 2.5, pF 3.0 and pF 4.2, was measured in the laboratory
by the sand box or pressure-membrane-apparatus method, and porosity and bulk density were calculated. Texture was determined by
the hydrometer method, and organic matter was measured in a LecoIR-apparatus (Mathiesen and Ncfirr, 1976).
AWC is defined as the water content between FC and PWP. It
is generally accepted that the water content at PWP is equal to the
water content at pF 4.2 (Wiklert, 1964), whereas the water content
at several pF -values as 1.7, 2.0 and 2.3 has been suggested to be
equivalent to the water content at FC (Salter and Williams, 1965;
Reeve et al., 1973; Madsen, 1976; Rivers and Shipp, 1977; Madsen
and Platou, 1983). For Danish soils there is a close correlation between the water content at pF 2.0 and FC, except for sandy subsoils with very low water contents at FC, where pF 1.7 would be
a better approach (Madsen, 1976 ., and 1983). Because root development is impeded in coarse sandy subsoils, it is reasonable to use the
water content at pF 2.0 as a measure of FC. Thus, AWC is defined
as the water content between pF 2.0 and pF 4.2.
In the actual study AWC in the soil layers is calculated from the
regression equations based on samples from profile investigations in
southern Jutland (Madsen and Jensen, 1985). The equation for pF 2.0 is
based on 285 samples and the equation for pF 4.2 on 111 samples.
Calciumcarbonate-containing samples, samples with bulk density below 1.0 g/cm 3 , and samples with organic matter content above 10%
142


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