Étude mécanique et minéralogique des sols gonflants

Étude mécanique et minéralogique des sols gonflants

Mécanismes de gonflement des argiles (Mécanisme de retrait gonflement)

Le processus de gonflement met en jeu séparément ou de façon combinée des phénomènes physico-chimiques et mécaniques variés : II.1-Gonflements au sens physico-chimique Il est bien connu qu’au contact de l’eau, l’argile est un matériau qui a la faculté de gonfler. D’après Morel (1996), le phénomène de gonflement paraît relever de deux causes: • l’hydratation des espaces interfoliaires entraînant un accroissement de leurs dimensions (augmentation de la porosité interfoliaire) : gonflement cristallin ; • la répulsion entre les particules (augmentation de la porosité interfoliaire et interparticulaire) : gonflement osmotique.  Fig. 19 : Schéma présentant les différentes origines du gonflement (Gens et Alonso, 1992) a) Hydratation des espaces interfoliaires Lors de l’hydratation d’une éprouvette d’argile sèche, l’eau pénètre à l’intérieur des particules (dans l’espace interfoliaire) et s’organise en couches monomoléculaires, puis interagit avec les feuillets et les cations déjà présents. Cette hydratation favorise la création d’une pression, appelée pression de disjonction, qui a pour conséquence une augmentation de la distance interfoliaire et donc un gonflement de l’ensemble des deux feuillets : c’est le gonflement cristallin. Ce gonflement n’est possible que lorsque les liaisons interfeuillets sont très faibles pour laisser pénétrer l’eau dans l’espace interfoliaire. C’est le cas, par exemple, de la montmorillonite. Le phénomène de gonflement est influencé par la nature des cations interfoliaires. Ainsi, la montmorillonite sodique (Na+ ) gonfle plus qu’une montmorillonite calcique (Ca2+) (Dardaine et al, 1985 ; Saiyouri, 1996). En effet, le rayon ionique de Na+ est plus proche de la taille de la molécule d’eau et son interaction avec cette dernière est plus faible que pour Ca2+. L’eau se répartit alors plus facilement à la surface du feuillet. Dans les argiles illitiques, le gonflement cristallin est très faible et il est quasiment inexistant dans les kaolinites.  D’après Tessier (1990), ce type de gonflement ne représente environ qu’une dizaine de % du gonflement macroscopique total. Il est donc nécessaire selon lui d’envisager un autre mécanisme de gonflement que celui relevant des seules variations interfoliaires. b) Répulsion entre les particules L’adsorption des cations par les particules argileuses et la formation de la double couche diffuse sont responsables de la répulsion de deux particules (Mitchell, 1993). En effet, dans une argile sèche, les cations sont très fortement adsorbés à la surface des feuillets argileux. Les cations en excès de ceux nécessaires à assurer l’électroneutralité des particules argileuses et les anions associés sont présents sous forme de sels. Si l’argile sèche est placée au contact de l’eau, les sels se dissolvent dans la solution, mais les différents ions se répartissent de manière non homogène : la concentration en cation devient très forte au voisinage des surfaces argileuses (surfaces externes), tandis que les anions ont plutôt tendance à s’éloigner des surfaces argileuses. La zone perturbée, ainsi créée par cette répartition non-homogène de cations et d’anions est la double couche diffuse. Comme cette dernière est chargée positivement, l’électroneutralité du système (argile/couche diffuse) est alors assurée. La théorie de la double couche diffuse a permis de démontrer mathématiquement que le recouvrement de deux couches diffuses de même signe est responsable de la répulsion de deux particules. Appliquée à la multitude de particules constituant une éprouvette d’argile, cette théorie permet donc d’expliquer le gonflement à l’échelle macroscopique. Une autre approche plus fréquemment utilisée permet, toujours selon Mitchell (1993), d’expliquer le gonflement de manière plus pratique : c’est le concept de pression osmotique. Dans cette approche, du fait des différences de concentration au sein de la couche diffuse, des pressions osmotiques sont développées à chaque fois que les doubles couches de deux particules se chevauchent. La surface argileuse chargée négativement jouerait alors un rôle comparable à celui d’une membrane semi-perméable, séparant deux solutions de concentration en sel différente (aucun cation ne vient cependant traverser la surface argileuse). La différence de pression osmotique créée entre les deux particules et la solution à l’équilibre environnant les particules d’argile est appelée « pression de répulsion interparticule ». On imagine bien qu’à l’échelle macroscopique, ce phénomène d’origine microscopique, répété un très grand nombre de fois, se répercute par l’apparition d’un gonflement observable. 

Gonflement au sens mécanique

Le phénomène de gonflement, de même que le tassement, peut provenir d’une modification de l’état de contraintes dans le sol en présence d’eau. Il est donc important de rappeler les bases de la mécanique des sols appliquées à l’état de contraintes dans un sol. Contraintes dans un sol : Un sol est un système constitué de 3 phases : une phase solide (les particules solides), une phase liquide (eau interstitielle en général) et une phase gazeuse (bulles d’air ou film d’air continu). Le sol est saturé si la phase gazeuse disparaît, c’est-à-dire si tous les vides interparticulaires sont occupés par l’eau interstitielle. Dans un sol saturé soumis à une contrainte totale  (géostatique ou surcharge extérieure), cette dernière se décompose en : ‘u (Théorie de Terzaghi), avec u désignant la pression interstitielle à savoir la pression de l’eau des pores et ‘ la contrainte effective, c’est-à-dire la contrainte qui s’exerce réellement sur le squelette solide. Si le sol est sec, la pression interstitielle u est nulle et on a ‘   . Si l’élément de sol considéré est situé sous la nappe phréatique à une cote z, la pression interstitielle est égale à la pression exercée par la colonne d’eau sus-jacente soit u w.z. Si par contre, il se situe au-dessus de la nappe phréatique, il peut être saturé ou non, selon les caractéristiques du matériau qui le compose et la distance qui le sépare du toit de la nappe. L’attraction entre les molécules adjacentes à la surface d’un fluide (tension de surface) lui permet de s’élever dans un capillaire au-dessus de la ligne de pression atmosphérique. La hauteur de fluide dans le capillaire est donnée par la loi de Jurin : fl cap cap cap cap r H  2 cos  (II.1) Où cap est la tension de surface, rcap le rayon capillaire, cap l’angle de contact liquide/fluide et  fl le poids volumique du fluide. C’est ce phénomène qui permet à un sol de retenir de l’eau au-dessus du toit de la nappe, par l’intermédiaire de son réseau poreux. Barden et al. (1969) ont identifiés, au-dessus de la nappe, une zone considérée comme saturée où le degré de saturation est proche de l’unité ; la faible fraction d’air contenue dans le sol est occluse entre les particules et ne perturbe pas l’écoulement d’eau. Il considère alors que, dans ce domaine, les contraintes appliquées sur le squelette solide peuvent être définies par le principe de Terzaghi, la pression interstitielle u étant inférieure à la pression atmosphérique. On la définit comme négative et elle est égale àw z. Elle représente la Chapitre II Les Argiles, minéralogie et comportement 36 succion capillaire du terrain qui, dans le cas simple d’un tube capillaire, est donnée par la loi de Jurin qui caractérise la capacité du terrain à retenir l’eau au-dessus de la nappe. Si au contraire, l’élément de terrain n’est pas saturé, la pression interstitielle négative est fonction de la pression d’eau uw et de la pression d’air ua dans le sol. Bishop (1960) à proposer une pression interstitielle équivalente u  définie par : ( ) * a w a u  u   u  u (II.2) Où  est un coefficient qui dépend du degré de saturation du sol :  varie entre 0 et 1, et est égal à 1 pour un sol saturé. 

Évolution de la structure des argiles en fonction de différentes sollicitations

La structure d’un sol est en état d’équilibre dans des conditions données. La modification des conditions hydriques et/ou mécaniques va provoquer une modification de cette structure. L’objectif de ce paragraphe est de montrer comment la structure d’un sol argileux change en fonction de différents types de sollicitations. a- Influence d’une sollicitation hydrique : humidification Saiyouri (1996) montre que dans le cas de deux montmorillonites, une sodique et une calcique, lors de l’humidification, le gonflement libre s’exécute en deux phases : un gonflement intra-cristallin (ou intraparticulaire) et un gonflement inter-cristallin (ou interparticulaire). Le gonflement intra-cristallin, correspond aux valeurs de succions supérieures à 6,92 MPa, composé d’un processus d’insertion de molécules d’eau couche par couche dans l’espace interfoliaire générant un gonflement de la particule elle-même. Ce processus génère progressivement une microdivision des particules, faisant passer le nombre de feuillets au sein d’une particule d’une centaine de feuillets, pour les fortes valeurs de succion (s = 107 MPa), à une dizaine de feuillets, pour les plus faibles valeurs de succions (<6,92 MPa). Ce qui conduit à la création de sous particules qui agissent indépendamment les unes par rapport aux autres. Ce processus est suivi, pour des succions inférieures à 6,92 MPa, d’un gonflement inter-cristallin, produisant un éloignement progressif de ces sousparticules formées. Du point de vue de la structure interne des éprouvettes, le gonflement se traduit par une réduction de la macroporosité (Cui et al. 2002). Fig. 20 : Représentation schématique du fractionnement des particules lors de l’hydratation (Saiyouri, 1996) b- Influence d’une sollicitation hydrique : dessiccation Au cours de la dessiccation, les particules argileuses ont tendance à suivre en sens inverse le processus d’humidification qui est réversible. En revanche, la dessiccation tend à augmenter le nombre de feuillets par empilement élémentaire. Ainsi, d’après Tessier(1991), trois étapes successives peuvent être considérées au cours de la dessiccation d’une montmorillonite calcique. Tout d’abord entre 0 et environ 1 MPa, où l’augmentation de succion provoque le départ d’eau située entre les empilements élémentaires, ce qui a pour effet une diminution de la distance interfoliaire. Ce phénomène se poursuit entre 1 et 5 MPa environ, mais associé à une formation d’empilements élémentaires de plus grande taille comprenant un nombre de feuillets croissant. Au-delà de 5 MPa, l’état d’hydratation de l’espace interfoliaire change, l’eau interfoliaire tend à s’éliminer. Le nombre de feuillets par empilement élémentaire continue de croître. Le départ d’eau progressif provoque ainsi une réduction de volume de la particule argileuse par diminution de la distance interfoliaire. Cette réduction du volume des particules argileuses produit une contraction macroscopique du matériau : c’est le phénomène de retrait. Cette contraction du matériau s’interrompt à partir d’un certain seuil de succion, car l’air occupe tous les espaces de macropores et l’état du volume constant sera atteint, la teneur en eau correspondante étant la limite de retrait. Il y a de plus au cours de la dessiccation un développement de la macroporosité due à la contraction des agrégats. c- Influence d’une sollicitation mécanique Les travaux de Delage et al (1984) sur une argile du Québec et de Qi et al (1996) sur une Laponite Na ont montré que la réduction d’indice des vides au cours d’une sollicitation mécanique était due à une réduction de la macroporosité, la microstructure restant  pratiquement inchangée. En effet, l’application des contraintes extérieures tend dans un premier temps à rapprocher les agrégats, ensuite à les aplatir, puis à les souder si les sollicitations sont importantes. d- Influence des caractéristiques physico-chimiques sur le gonflement dans les argiles Les variations de volume des sols argileux ne sont pas seulement proportionnelles aux variations de leur teneur en eau, elles dépendent également de leur composition et de leur nature minéralogique, c’est-à-dire, de leur composition physico-chimique. d-1. Influence de la densité de charge surfacique des particules argileuses La densité de charge surfacique (Ds ) n’est autre que le rapport de la capacité d’échange cationique (CEC) et de la surface spécifique de la particule (Sa ). Ce rapport informe sur la capacité d’une particule à en repousser d’autres, contenant des charges de même signe. a s S CEC D  (II.3) L’augmentation de la densité de charge spécifique fait diminuer la pression de gonflement (Lefevre et al, 1987). En effet, l’augmentation de la densité de charge fait qu’elle va attirer beaucoup de cations, ce qui va provoquer une condensation de la double couche, donc une diminution de son épaisseur. Ceci implique par la suite, une répulsion moindre entre particules et un gonflement moins important que pour des particules faiblement chargées. d-2. Influence de la capacité d’échange cationique et de la surface spécifique La CEC évolue dans le même sens que la densité de charge surfacique, car elle lui est proportionnelle. Donc, les argiles ayant une grande valeur de CEC auront tendance à peu gonfler, cela à surfaces spécifiques égales par ailleurs (Lefevre et al, 1987). L’augmentation de la surface spécifique entraîne la diminution de la densité de charge surfacique, donc favorise le gonflement (Lefevre et al, 1987 et Komine & Ogata, 1996). Les argiles, dont les particules ont des Sa grandes sont très gonflantes par rapport à celles qui auraient le reste des caractéristiques voisines. d-3. Influence des valences des cations L’amplitude du gonflement d’un sol varie suivant la nature des cations fixés sur les minéraux argileux qu’il contient. En effet, la valence de ces cations est inversement proportionnelle à l’épaisseur de la double couche diffuse. Ce qui diminue donc son importance et par conséquent la capacité du matériau à gonfler. Ceci peut expliquer les différences de comportement entre les argiles sodique (Na+ ) et calcique (Ca2+). De la même manière, la valence des cations de l’eau d’hydratation du matériau doit être faible pour provoquer un gonflement plus important (Dardaine et al, 1986 ; Lefevre et al, 1987). Une confirmation de cette influence a été présentée par Lin (2000). Il montre que suivant la nature du cation contenu dans la solution qui humidifie le sol, le gonflement est différent. Si le cation a une valence élevée, le potentiel de gonflement est moins important.

Relations entre la texture du matériau et le gonflement

Après avoir présenté les résultats théoriques obtenus pour expliquer le gonflement des minéraux argileux, on s’est intéressé au développement du phénomène de gonflement au niveau microscopique. Le gonflement, dont on constate les effets macroscopiques, se développe en fait à l’échelle microscopique, et consiste en une réorganisation du squelette solide et du réseau poreux constituant la texture du terrain. Pour analyser le développement microscopique du gonflement, on s’est attaché à définir la notion de texture d’un terrain et à décrire l’évolution de sa texture au cours du gonflement.

Définition de la texture d’un terrain

En géologie, la texture désigne la forme, la dimension et la disposition d’un certain nombre de minéraux naturellement groupés en une population au sein du matériau (Fey et le Roux 1976). L’étude systématique de matériaux argileux au M.E.B. a permis de cerner l’organisation des particules d’argile et de dégager certaines textures. Van Olphen (1963) a proposé une classification basée sur l’association des particules argileuses entre elles, à partir des critères : dispersé, agrégé (face contre face en agrégats), floculé (association d’agrégats ou de particules bord-bord ou bord-face), défloculé (aucune association entre les particules ou entre les agrégats). Cette classification (Fig.21) ne repose pas sur une observation directe, mais sur les possibilités d’assemblage géométrique. Fig. 21 : Arrangement des particules d’argile (Van Olphen, 1963)  Le Roux (1976) distingue trois classes principales de textures, à partir d’observations sur les marnes ; – la texture homogène où tous les minéraux sont intime mélangés et où aucune direction n’est privilégiée, – la texture orientée où une direction privilégiée apparaît dans l’arrangement des grains, – la texture floconneuse ou en micro agrégats où la phase argileuse se présente sous forme grossièrement sphérique, soit seule, soit associée aux carbonates. Collins et McGown (1974) ont tenté de préciser cette définition dans le cas des terrains contenant une proportion non négligeable de grains non argileux, en introduisant une classification des relations existant entre particules argileuses et grains sableux ou silex (Fig.22) : connexions argileuses entre grains silteux (a, b, c), agrégats irréguliers en nid d’abeille (d, e), agrégats réguliers (f, g), particules argileuses entrelacées avec ou sans inclusions silteuses (h, j), matrice argileuse (k) ou matrice granulaire (l). Fig. 22: Schéma d’assemblages de particules (Collins et McGown, 1974) II-6. Évolution de la texture au cours du gonflement La variation de texture des sols au cours du gonflement peut être étudiée à l’aide de deux techniques complémentaires, la microscopie électronique à balayage (M.E.B.) et la porosimétrie par injection de mercure. La microscopie électronique à balayage permet de visualiser la texture des sols, donc d’obtenir des informations générales (arrangement des particules, estimation de rayons de pores, de tailles de particules, détermination de certains  minéraux…). La porosimétrie par injection de mercure permet de quantifier le réseau poreux par la mesure des rayons de pores. L’étude du réseau poreux est fondamentale puisque c’est la dilatation volumique qui cause le gonflement macroscopique. Grâce à ces deux techniques, Parcevaux (1980) a obtenu des résultats très significatifs sur plusieurs argiles composées essentiellement de kaolinite et, en moindre importance, d’un interstratifié illite-smectite : Argile verte de Provins, Argile plastique de Fausses Glaises. Leurs observations au M.E.B. ont montré que les sols étudiés ont, à l’état naturel, une texture assez compacte constituée plus ou moins nettement d’agrégats argileux individualisés et tassés les uns contre les autres. Au gonflement, cette texture évolue en une configuration en agrégats séparés par des pores de géométrie plutôt bidimensionnelle. La taille des agrégats diminue et l’épaisseur des pores augmente au cours du gonflement. La figure 23 illustre cette évolution. Fig. 23 : Évolution de texture des sols au cours du gonflement Par injection de mercure, deux classes de pores ont été mises en évidence: – une classe de pores intra-agrégats (rayon de pores inférieur à 0,05 mm), – une classe de pores inter-agrégats (rayon de pores supérieur à 0,05 mm). Il apparaît que la classe de pores intra-agrégats ne varie pas au cours du gonflement. L’augmentation de la porosité est due uniquement à l’augmentation de la porosité inter-agrégats ; elle correspond à une croissance des rayons de pores au cours du gonflement. Cette étude montre que le gonflement des sols argileux saturés ne contenant pas de grande quantité de minéraux dits “gonflants” (smectites) est un phénomène qui se produit au niveau des zones de faible résistance, analogues à des fissures (pores bidimensionnels) individualisant un réseau tridimensionnel d’agrégats.  Troalen et al. (1984) ont aussi utilisé le microscope électronique à balayage (M.E.B), pour analyser les mécanismes du gonflement des sols argileux. Une étude sur des matériaux argileux gonflants de la région du Caire (argilites massives et argilites litées), de la fraction argileuse essentiellement composée de montmorillonite, a montré que les résultats obtenus sur des essais de gonflement ne pouvaient s’expliquer uniquement à partir des analyses chimiques, minéralogiques et physiques. En effet, un échantillon d’argilite massive a révélé un micro texture finale serrée dans une direction et plus lâche dans une autre, ce qui caractérise le comportement anisotrope observé alors que les autres échantillons ont fait apparaître un réarrangement des agrégats argileux (diminution de taille), avec fermeture plus ou moins marquée des discontinuités. Dans le cas des argilites litées, pour lesquelles les paramètres physiques, chimiques, minéralogiques et les courbes de gonflement sont voisins, les microtextures initiales sont relativement serrées et denses (fig.24a). Le gonflement se traduit par des ouvertures entre feuillets argileux composant les agrégats. Ce phénomène d’expansion est composé par la fermeture partielle ou totale des discontinuités initiales. C’est-à-dire des espaces interagrégats (fig.24b). Finalement, ces observations confirment bien que, pour les smectites, le gonflement interfoliaire a une ampleur importante.