CARACTERISATIONS MINERALOGIQUES ET PHYSICOCHIMIQUES D’ARGILES NATURELLES

CARACTERISATIONS MINERALOGIQUES ET PHYSICOCHIMIQUES D’ARGILES NATURELLES

Généralités sur les argiles 

Les minéraux argileux sont des matériaux naturels inorganiques. Le terme argile est difficile à définir; cependant selon les disciplines deux définitions semblent se dégager. En effet les géologues et les pédologues la définissent à partir de la granulométrie et considèrent comme argile tout minéral, dont le diamètre des grains est inférieur à deux micromètres (< 2 μm) [23]. Les ingénieurs de leur côté définissent les argiles à partir de leur propriété de plasticité. En tant que matière première brute, l’argile est donc un mélange de minéraux argileux et d’impuretés cristallines sous forme de débris rocheux de composition infiniment diverse. Ces argiles, composées pour une large part de minéraux spécifiques, silicates d’aluminium en général plus ou moins hydratés, à structure feuilletée (phyllosilicates) ou structure fibreuse (sépiolite et palygorskite) qui explique leurs qualités d’adsorption et leur plasticité.

Origine

 Les minéraux argileux sont généralement formés à partir de minéraux préexistants selon des processus d’altération physique ou chimique. Dans une altération physique, il y a désagrégation d’une roche préexistante (minéraux primaires); et dans l’altération chimique, les argiles sont obtenues par action de l’eau sur une roche. Sous l’action de l’eau on peut assister soit à la transformation de la roche et on obtient des minéraux transformés soit à des réactions de précipitation donnant naissance à des minéraux néoformés. Le type de minéral formé est très dépendant de la quantité d’eau. J. Thorez définissait les argiles comme des mutants en précisant qu’elles s’agissent de minéraux en continuelle évolution minéralogique pour atteindre un état d’équilibre thermodynamique selon l’agent d’altération [24]. Les modes de formation des argiles sont repris schématiquement sur la figure 1. 30 Figure 16: Evolution des minéraux primaires et formation des argiles [25]. On voit bien que sous l’action d’un agent comme le vent les minéraux primaires se dégradent pour donner des minéraux hérités comme le quartz SiO2 et en présence d’eau ils s’altèrent pour donner des minéraux transformés tels que des argiles micacées comme l’illite KAl4Si2AlO20(OH)4 ou des minéraux néoformés dont le plus fréquent est la kaolinite Al4Si4O10(OH)8 ou des hydrolysats comme le gibbsite Al(OH)3. Les minéraux transformés et néoformés évoluent pour donner des minéraux secondaires. Ces derniers comme les minéraux hérités vont aboutir finalement au complexe d’altération. L’altération des minéraux primaires peut aussi donner des ions de types Na+ , Mg2+, HCO3 – , H4SiO4, SO4 2- etc.. . Ces ions sous l’action de l’eau vont migrer et se transforment en carbonates, sulfates, phosphates, ect,,, en présence de microorganismes plus particulièrement marins.

Structures des minéraux argileux

Les atomes qui constituent les minéraux argileux sont disposés suivant deux arrangements :  L’un pour les ions oxygènes et les hydroxydes,  L’autre valable pour les ions oxygènes exclusivement. En considérant en première approximation les atomes comme ayant la forme d’une sphère, on voit bien qu’ils sont au contact dans des plans successifs. Ils sont disposés de telle façon que les centres de ces sphères se situent sur des droites parallèles entre elles. Les sphères appartenant à deux rangs consécutifs sont décalées d’un rayon, si bien que les centres de deux  sphères appartenant à une même ligne et d’une sphère placée sur la ligne voisine sont situés aux sommets d’un triangle équilatéral. Cette disposition représentée sur la figure 2 constitue l’assemblage compact. Figure 17: Aspect d’une série de sphères situées sur un des plans constituées d’ions OH.- Le deuxième type d’assemblage, qui s’applique exclusivement aux ions oxygènes, s’obtient à partir du premier en retirant une sphère sur deux toutes les deux lignes. On obtient ainsi des hexagones délimités par six sphères; c’est pourquoi on l’appelle parfois plan hexagonal figure 3. 32 Figure 18 : Aspect d’une série de sphères situées sur un des plans constituées d’ions O2 . – Dans les structures des minéraux argileux, les atomes d’oxygène et les ions hydroxyles sont disposés suivant trois directions correspondant aux trois plans anioniques nommés (X, Y et Z). Dans le plan anionique X, constitué uniquement des atomes d’oxygène, on voit qu’un anion O 2- sur deux est manquant toutes les deux lignes, créant ainsi une lacune ou cavité diagonale (rayon anionique O2- =1,3 Å; dimensions des hexagones : côté, 2,60 Å et diagonale, 5,20 Å). Cette cavité hexagonale a un diamètre de 2,6 Å, chaque anion a quatre voisins dans le plan (coordinence 4) figure 4. 33 Figure 19 : Représentation schématique du plan anionique (X). Le plan anionique Y est composé des atomes d’oxygène et des groupements hydroxyles. Sur chaque rangée, un anion oxygène sur trois est remplacé par un ion OH- . Ainsi, chaque ion OHest entouré de six anions oxygènes O2- figure 5. Figure 20: Représentation schématique du plan anionique (Y). 34 Le plan anionique compact Z est constitué des ions OH- . Les ions hydroxyles de deux rangs contigus sont décalés d’un rayon si bien que les centres de deux groupements hydroxyles d’une même ligne et celui placé sur une ligne voisine sont situés au sommet d’un triangle équilatéral figure 6. Figure 21 : Représentation schématique du plan anionique (Z). L’empilement d’un plan à lacune hexagonale X et d’un plan compact (Y ou Z) de telle sorte que l’ion OHdu plan Y se trouve à l’aplomb de la cavité hexagonale du plan X définit des cavités tétraédriques pouvant être occupées par des cations (Si4+, Al3+ et plus rarement Fe3+ et Cr3+) figure 7a. Par contre la superposition des plans Y et Z forme des cavités octaédriques où peuvent se loger des cations plus larges Al3+, Mg2+, Fe3+, Fe2+, Ni2+ ou Mn2 mais pas Ca2+, Na+ , K + (trop larges) figure 7b. Figure 22 : Constitution d’une couche tétraédrique (a), et octaédrique (b). Dans la structure des minéraux argileux, on distingue quatre niveaux d’organisation représentés sur la figure 8.  Les couches : association de deux plans d’atomes d’oxygène et/ou d’hydroxyle formant des couches de tétraèdre ou des couches d’octaèdre ;  Les feuillets correspondent à des combinaisons de couches ;  L’espace interfoliaire: c’est le vide séparant deux feuillets de même structure, il peut être occupé par des cations (éventuellement hydratés) ;  L’unité structurale : association d’un feuillet et d’un espace interfoliaire. 

La couche tétraédrique 

Cette couche nommée T est composée de tétraèdres comportant quatre oxygènes à leurs sommets et un cation central (figure 9a). Ce cation est principalement Si4+ dans (SiO4) 4- , fréquemment Al3+ dans (AlO4) 5- , et plus rarement Fe3+ dans (FeO4) 5- . Dans cette unité l’atome de silicium est entouré de quatre atomes d’oxygène. Les tétraèdres partagent les trois oxygènes en maille hexagonal appelés oxygènes basaux, le quatrième restant libre est appelé oxygène apical (figure 9b). Les oxygènes basaux forment un réseau à deux dimensions présentant une symétrie hexagonale et des cavités hexagonales (figure 9c). Les oxygènes apicaux des phyllosilicates pointent généralement du même côté du plan défini par les oxygènes basaux sauf pour de rares espèces (sépiolite, palygorskite). 37 Figure 24. a,b,c : Eléménts structuraux : les téraédres 

 La couche octaédrique 

La couche octaédrique est formée par des octaèdres jointifs dont les sommets sont soit des oxygènes soit des hydroxyles. Ces anions sont liés à un cation central trivalent (Al3+, Fe3+) ou bivalent (Fe2+, Mg 2+) en coordinance 6 (figure 10a). Les octaèdres sont liés entre eux par les arêtes (2 sommets) (figure 10b). Lorsque les sites sont occupés par des cations bivalents (ex. Mg2+) chaque anion est lié à trois cations (3 octaèdres voisins) ; la couche est dite trioctaédrique. Si les cations sont trivalents (exemple. Al3+), deux octaèdres sur trois sont occupés et le troisième site est vacant. Chaque anion est partagé entre deux octaèdres voisins; la couche est dite dioctaédrique. La couche octaédrique possède une symétrie hexagonale. Les dimensions de la maille dépendent du cation. Les dimensions d’une couche dioctaédrique alumineuse sont a = 1,50 nm, b = 0,864 nm et l’épaisseur c est de 0,274 nm. Celles d’une couche trioctaédrique magnésienne sont a= 1,411 nm, b = 0,943 nm et c= 0,245 nm. La mesure de la dimension b est réalisée sur des diffractogrammes de poudres désorientées (d060); elle permet de différencier les phyllosilicates di ou trioctaédriques. 38 Figure 25 a,b : Eléments structuraux : les octaèdres 

Liaison entre les couches tétraédriques et octaédriques

 La liaison entre les couches octaédriques et les couches tétraédriques pour former les feuillets se fait par le partage des oxygènes apicaux des tétraèdres qui remplacent autant d’hydroxyles formant les sommets des octaèdres. Les dimensions des couches tétraédriques et octaédriques ne sont pas tout-à-fait identiques ce qui induit des déformations des deux couches lors de leur liaison (figure 11). Figure 26: Agencement des tétraèdres et des octaèdres 

 Nomenclature et classification des minéraux argileux 

La classification et la nomenclature des minéraux argileux restent délicates car les espèces microcristallines qui les constituent subissent des variations de composition dues aux nombreuses possibilités de substitution [28]. A cela s’ajoutent deux autres contraintes: l’une d’ordre structural concerne les feuillets et leur mode d’association et l’autre d’ordre technique, provient de la difficulté de séparer les cristallites des corps étrangers non cristallisés auxquels ils sont associés à l’état naturel. En conséquence, la nomenclature et la classification des minéraux argileux a connu une évolution au cours du temps. Le critère le plus simple et le plus employé pour classer les minéraux argileux sont le mode d’agencement des tétraèdres et des octaèdres. La classification adoptée par le comité de nomenclature de l’Association Internationale Pour l’Etude des Argiles (AIPEA) s’appuie sur les grandes données structurales. Ainsi, sur la seule base du mode d’agencement des tétraèdres et des octaèdres, on distingue trois grandes familles :  Phyllosilicates définit par leur distance basale ou Minéraux phylliteux;  Minéraux fibreux ;  Minéraux interstratifiés.

LIRE AUSSI :  Propriétés structurales et diélectrique de BiFe03 en couche mince

Les minéraux phylliteux ou les phyllosilicates 

Ils peuvent être répartis en trois groupes suivant le déficit de charge du feuillet et le taux d’occupation de la couche octaédrique. Ce sont des silicates à structures en feuillets dans lesquelles les couches tétraédriques (T) sont liées aux couches octaédriques (O) par des atomes d’oxygène ou des groupements d’hydroxyle communs. La cohésion et très grande dans le plan du feuillet, mais beaucoup plus faible latéralement, ce qui confère à ces minéraux des propriétés plastiques (kaolinite), ou des clivages particulièrement nets (mica). On classe les minéraux de ce type en sous groupes, d’après le nombre d’association de ces couches de l’épaisseur de leur unité structurale, de la nature et du nombre de cations remplissant les cavités hexagonales. On distingue ainsi les sous groupes du type 1/1(kaolin), du type 2/1 (mica) et du type 2/1/1 (chlorite) dont les distances basales mesurent respectivement 7, 10 et 14A°. Chacun de ces sous-groupes structuraux se divise à son tour en espèces chimiques selon la nature des diverses couches qui constituent le feuillet élémentaire, les substitutions dans les couches et la nature des ions assurant s’il y a lieu la neutralité électrique de l’ensemble. 

Les minéraux de type 1/1 ou T-O

 Les minéraux 1/1 ou T-O sont caractérisés par une structure comprenant une couche tétraédrique T accolée à une couche octaédrique O (figure 12). La distance entre deux plans (d001) appelée distance basale de ces minéraux est comprise entre 7,1 et 7,4 Å. Le feuillet est formé par la juxtaposition d’une couche tétraédrique et d’une couche octaédrique. Les cristallites des minéraux de type 1/1 ont leurs feuillets successifs empilés de telle sorte que le plan des atomes d’oxygène d’un feuillet se trouve en face de celui des groupements d’hydroxyle du feuillet voisin. Des liaisons hydrogènes interfeuillets stabilisent alors l’empilement. Les couches octaédriques peuvent loger des ions tels que Al3+ , Fe3+ , Mg2+ et Fe2+ . Quand tous ces sites sont occupés par des ions divalents (Mg2+ , Fe2+) on dit que le minéral est dioctaédrique. Par contre si 2/3 de ces sites sont occupés par des ions trivalents on dit du minéral qu’il est trioctaédrique. Les couches tétraédriques sont généralement occupées par l’ion Si4+ qui peut être remplacé par d’autres ions de charge inférieure comme l’ion Al3+ . Cette substitution crée un déficit de charge qui est compensé par un excès de charges en position octaédriques. Cet excès de charge provient soit par addition d’ions supplémentaires en position octaédrique dans le cas des minéraux dioctaédriques, soit par substitution d’un ion divalent par un ion trivalent dans le cas des structures trioctaédriques. Les minéraux à couche dioctaédrique constituent la famille de la kaolinite qui est l’élément fondamental de la plus part des argiles et kaolin employé en céramique fine et pour les produits réfractaires. On subdivise la famille kaolinite en minéraux hydratés et non hydratés. La distance séparant deux feuillets 1/1 voisine correspond à l’épaisseur de l’ensemble couche tétraédrique + couche octaédrique ( théoriquement : 2,11 + 2,15 = 4,26Ǻ) à laquelle s’ajoute l’épaisseur de l’espace interfoliaire qui dépend de la longueur des liaisons hydrogènes reliant la couche tétraédrique d’un feuillet à la couche octaédrique du feuillet voisin environ 3,0 Ǻ [29]. La distance inter-feuillet de la kaolinite est égale à 7,15 Ǻ. Il faut toutefois noter une dissymétrie des feuillets, avec une face purement oxygénée, constituée par les oxygènes basaux de la couche tétraédrique, et une face « hydrogénée », constituée par les hydrogènes des groupements hydroxyles externes de la couche octaédrique. 

Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE
I. Généralités sur les argiles.
I.1. Définition
I.2. Origine
I.3. Structure des minéraux argileux
I.3.1. La couche tétraédrique
I.3.2. La couche octaédrique
I.3.3. Liaison entre les couches tétraédriques et octaédriques
I.4. Nomenclature et classification des minéraux argileux
I.4.1. Les minéraux phylliteux ou les phyllosilicate
I.4.1.1. Les minéraux de type 1/
I.4.2. Les minéraux de type 2/1
I.4.3. Les minéraux de type 2/1/1
I.4.4. Les minéraux minéraux fibreux : palygorskite et sépiolite
I.4.5. Les minéraux à structure complexe interstratifiée
I.5. Les principaux minéraux associés aux argiles
I.5.1. Les minéraux du fer
I.5.2. La silice
I-5.3. Oxydes et hydroxyde d’aluminium
I.6. Propriétés et rôle des minéraux argileux
I.6.1. Réactivité des minéraux argileux
I-6.2. Charges de surface des argiles
I-6.3. Charge permanente du feuillet
I-6.4. Charge de bordure de feuillet
I-7. Capacité d’échange cationique (CEC)
I-8. Surface spécifique
I.9. Applications des minéraux argileux
II. Les organosilanes
II.1. Définition d’un organosilane.
II.2. Réactivité d’un oragnosilane : hydrolyse et condensation
II.3. Technique de caractérisation des oragnosilanes
III. Les métaux Lourds
III.1. Généralité sur les métaux lourds
III.1.1. Définition du terme « métaux lourds » et classification
III.2. Mécanismes de rétention des ETM en phase solide
III.2.3. Toxicité et réglementation
CHAPITRE II : MATERIELS ET METHODES
I. Réactifs chimiques utilisés
II. Sites de prélèvement.
III. Préparation de la fraction argileuse.
III.1. Purification des argiles.
III.2. Conversion homoionique
III.3. Extraction de la fraction fine par sédimentation
IV. Procédure de modification par intercalation.
V. Procédure de modification par greffage.
VI. Méthodes d’analyses des matériaux
VI.1. Spectromètre d’Emission atomique- Plasma couplé d’induction (ICP-AES)
VI.1.1. Généralités.
VI.1.2. Principe et fonctionnement
VI.2. La diffraction des rayons X
VI.2.1. Principe de la diffraction des rayons X
VI.2.2. Conditions expérimentales
VI.3. Analyse BET des isothermes d’adsorption-désorption
VI.3.1. Principe
VI.3.2. Classification des isothermes
VI.3.3. Détermination de la surface spécifique
VI.3. Mesure de la microporosité des matériaux par la méthode t-plot
VI.4. Spectroscopie infrarouge à transformée de Fourier.
VI.4.1. Principe
VI.4.3. Conditions expérimentales
VI.5. Résonance magnétique nucléaire à l’état solide (C et Si
VI.5.Principe
VI.5. RMN de 27Al en solution
VI.5.2.1. Généralités
VI.5.2.2. Conditions de mesure
VI.6. Mesure de la capacité d’échange cationique (CEC)
VI.7. La microscopie Electronique à Balayage
VI.7.1. Principe général
VI.8. Analyse thermique
VI.8.1. L’analyse Thermogravimétrique
VI.8.2. Analyse thermique différentielle (ATD)
CHAPITRE III : CARACTERISATION DES ARGILES UTILISEES.
I. Contexte géologique du Sénégal
II. L’argile du cap des biches (arg5B arg5F) dans la region de dakar
II.1. Introduction sur la kaolinite
II.2. Présentation de la zone d’étude
II.3. Contexte géologique de la zone d’étude
II.4. Caractérisation de l’argile arg5B et arg5F
II.4.1. Analyses Structurales
II.4.1.1. Caractérisation Microstructurale.
II.4.1.2. Identification cristalline des phases
II.4.1.3. Analyse Elémentaire
II.4.2. Propriétés d’adsorption et capacité d’échange cationique
II.4.3. Spectroscopie infrarouge et Résonance Magnétique Nucléaire
II.4.3.1. Spectroscopie infrarouge
II.4.3.2. Résonance Magnétique Nucléaire de Si et 27Al
II.4.4. Analyse thermique
II.4.4.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
II.4.4.2. Analyse thermique différentielle ATD
II .4.5. Conclusion
III. L’argile de Allou kagne dans la région de Thiès
III.1. Introduction
III.2. Présentation de la zone d’étude
III.3. Contexte géologique.
III.4. Caractérisation des argiles argAlB et argAlF
III.4.1. Analyses structurales
III.4.1.1. Caractérisation microstructurale
III.4.1.2. Identification cristalline des phases
III.4.1.3. Analyse élémentaire
III.4.2. Propriétés d’Adsorption et échange cationique
III.4.3. Spectroscopie infrarouge et Résonance Magnétique Nucléaire
III.4.3.1. Spectroscopie infrarouge
III.4.3.2. Résonance Magnétique Nucléaire de Si et 27Al
III.4.4. Analyse Thermique
III.4.4.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
III.4.4.2. Analyse thermique différentielle ATD
III.4.5. Conclusion
IV. L’argile de Keur Saër dans la région de Diourbel
IV.1. Présentation de la zone d’étude
IV.2. Contexte géologique
IV.3 . Caractérisation de l’argile argB et argF2
IV.1. Analyse Structurale
IV.1.1. Caractérisation microstructurale
IV.1.2. Identification des phases cristallines
IV.1.3. Analyse élémentaire
IV.2. Propriétés d’adsorption et capacité d’échange cationique
IV.4.3. Spectroscopies infrarouge et Résonance Magnétique Nucléaire
IV.4.3.1. Spectroscopie infrarouge
IV.4.3.2. Résonance Magnétique Nucléaire Si et 27Al
IV.4. Analyse thermique
IV.4.1. Analyse thermogravimétrique (ATG).
IV.4.2. Analyse thermique différentielle ATD
IV.3.4. Conclusion
V. L’argile de Mako dans la région de Kédougou
V.1. Présentation de la zone d’étude
V.2. Contexte géologique
V.3. Caractérisation de l’argile de Mako
V.3.1. Analyses structurales
V.3.1.1. Caractérisation microstructurale
V.3.1.2. Identification cristalline des phases
V.3.1.3. Analyse élémentaire
V.3.2. Spectroscopie infrarouge
V.3.3. Analyse thermique
V.3.4. Conclusion
CHAPITRE IV : CARACTERISATION DES ARGILES MODIFIEES
I. Introduction
II. Caractérisation de l’argile argF2-APTES
II.1. Analyses structurales
II.1.1. Caractérisation microstructurale
II.2. Identification cristalline des phases
II.3. Propriétés d’Adsorption et échange cationique
II .4. Spectroscopie infrarouge
II.5. Résonance Magnétique Nucléaire de Si et C
II.5.1. Résonance Magnétique Nucléaire de Si
II.5.2. Résonance Magnétique Nucléaire de C
II.6. Analyse Thermique
II.6.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
II.6.2. Analyse thermique différentielle
II.7. Conclusion
III. Caractérisation de l’argile argAlF-APTES
III.1. Analyses Structurales
III.1.1. Caractérisation Microstructurale
III.2. Identification cristalline des phases
III.3. Propriétés d’Adsorption et échange cationique
III.4. Spectroscopie infrarouge
III.5. Résonance Magnétique Nucléaire de (Si) et de (C)
III.5.1. Résonance Magnétique Nucléaire de (Si)
III.5.2. Résonance Magnétique Nucléaire de (C )
III.6. Analyse Thermique
III.6.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
III.5.2. Analyse thermique différentielle
III.7. Conclusion
IV. Caractérisation de l’argile K-Mako-APTES
IV.1. Identification cristalline des phases
IV.2. Spectroscopie infrarouge
IV.3. Analyse Thermique
IV.3.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
IV.3.2. Analyse thermique différentielle
V. Caractérisation de l’argile K-Mako-MPTMS
V.1. Identification cristalline des phases
V.2. Spectroscopie infrarouge
V.3. Analyse Thermique
V.3.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
V.3.2. Analyse thermique différentielle
VI. Caractérisation de l’argile K-Mako-DMSO
VI.1.1. Identification cristalline des phases
VI.2. Spectroscopie infrarouge
VI.3. Analyse Thermique
VI.3.1. Analyse thermogravimétrique (ATG)
VI.3.2. Analyse thermique différentielle
VI.4. Conclusion
CHAPITRE V : UTILISATION DES ARGILES MODIFIEES DANS LE PIEGEAGE DES METAUX LOURDS
I. Introduction
II. Cinétique d’adsorption
II.1. Cinétique d’absorption du Plomb sur argB, argF2 et argF2-APTES
II.2. Cinétique d’absorption du Plomb sur argAlB, argAlF et argAlF-APTES
II.3. Conclusion
III. Influence de la concentration initiale de l’absorbat sur l’absorption
III.1. Sur argF2-APTES
III.2. Sur argAlF-APTE
III.3. Conclusion
IV. Absorption de métaux lourds (Cu2+, Hg2+, Cd2+ et Pb2+) sur K-Mako
CONCLUSION GENERALE

projet fin d'etudeTélécharger le document complet

Télécharger aussi :

Laisser un commentaire

Votre adresse e-mail ne sera pas publiée. Les champs obligatoires sont indiqués avec *