EVOLUTION DES CARACTERISTIQUES MECANIQUES ET DE LA PERMEABILITE DE MATERIAUX ARGILEUX

EVOLUTION DES CARACTERISTIQUES MECANIQUES ET DE LA PERMEABILITE DE MATERIAUX ARGILEUX

CARACTERISTIQUES PHYSIQUES 

Porosité

C’est le rapport entre le volume des vides et le volume total, à ne pas confondre avec l’indice des vides qui correspond au rapport du volume des vides sur le volume de la fraction solide. Ces valeurs sont reliées par la relation : n e e = ou n = 1 – n 1 + e Le volume des vides sera pour un échantillon saturé égal au volume d’eau. Dans le cas des sols, qui nous concerne, nous préférerons utiliser le paramètre « e » car le volume de la phase solide est constant, ce qui n’est pas le cas du volume total de l’échantillon. 32. Teneur en eau et saturation On définit la teneur en eau « w » et le degré de saturation volumique « Sr » d’un échantillon par les rapports suivants : Poids de l’eau contenue Volume eau contenue w = Sr = Poids du sol sec Volume total des vides Bien que considérée comme imperméable l’argile a une teneur en eau qui peut varier dans de larges proportions. Si les argiles sont prélevées sous le niveau supérieur de la nappe ou à proximité, elles sont considérées comme saturées. Les sols naturels sont rarement saturés à 100%, mais des essais effectués sur une éprouvette de 2cm d’épaisseur pour deux degrés de saturation de 0,9 et une charge de 100 kPa, ont montré que ce paramètre avait une influence très réduite, pour un essai oedométrique (MAGNAN et al. 1979), ce qui justifie l’hypothèse couramment admise de la saturation des sols. La teneur en eau joue un rôle primordial dans le comportement des argiles. Elle est à l’origine du comportement plastique de ce sol, en liaison avec la surface spécifique, qui est la surface des feuillets accessibles à l’eau. 33. Limites d’Atterberg Les argiles en présence d’eau forment des pâtes dans lesquelles chaque particule est reliée aux particules voisines par des forces de cohésion dues à la présence des couches adsorbées. La consistance qui en résulte dépend en grande partie de la teneur en eau. On distingue trois états : liquide, plastique et solide. La transition d’un état à l’autre est progressive. Néammoins on utilise généralement les limites définies en 1911 par ATTERBERG et précisées ensuite par CAS AGRANDE. CTORI (1989) a montré que les limites de liquidité, de plasticité et l’indice de plasticité diminuent quand la température augmente de 6° à 35 °C. HELMIELRAMLI (1961) ont effectué des essais analogues sur trois argiles : molle, moyenne et raide. us arrivent aux mêmes conclusions entre 15° et 35°C. DESPAX (1976) (cf figure 1.9) explique cela par le fait que le sol est alors moins résistant en raison de la réduction des liaisons entre particules. YOSSED et al présentent des résultats similaires, qu’ils expliquent en se référant à la viscosité de l’eau qui diminue quand la température augmente. Ces deux phénomènes doivent se conjuguer. Les particules constituant la fraction argileuse ont un diamètre le plus souvent inférieur à 2 ïam. Etant donné la faible dimension de ces particules et leur grande surface spécifique, – 15- ‘O ‘2 ‘I ‘ Figure 1.10 Loi des variations de la vitesse de filtration aux faibles gradients (G. de Marsily, 1981) -16- les lois de la mécanique classique ne peuvent s’appliquer à leur comportement ; il faut donc prendre en compte les phénomènes de surface qui deviennent prépondérants.

Dilatation des composants du sol

Lors d’une variation de température, trois phénomènes de dilatation sont à distinguer : (1) dilatation de l’eau interstitielle : dv„ = a* v„ dT coefficient de dilatation thermique =3.10-< («C) »1 [1] Vw : volume de l’eau (2) dilatation des grains du sol : dv„ = a, v, dT a, : coefficient de dilatation moyen dee grains V, : volume de la fraction solide des grains [2] Les valeurs de as varient relativement peu d’un minéral à l’autre; on peut considérer que l’ordre de grandeur est le même pour tous les minéraux avec une valeur moyenne de 5.105 (°C)i selon DUNCAN et CAMPANELLA (1965, cité par FLEUREAU 1979). (3) dilatation du squelette granulaire : Le changement de température pour une argile peut entraîner un changement des forces interparticulaires, de cohésion et/ou de résistance, qui implique des réorientations ou des mouvements relatifs des particules, permettant ainsi à la structure du sol d’atteindre un nouvel équilibre pour la même contrainte effective. La variation de volume due à cet effet est (dVsq). dV,q = ß( T ) dT dVt [ 3 ] Vw dVw v)J>>}>?n (1) Schéma de dilatation des composants du sol : (1) eau (2) solide (3) squelette solide Le volume d’eau drainée est égale à : dv, dr dV„ dV. dV„ [ 4 ] la variation de volume étant comptée positivement dans le sens d’une augmentation. Les termes prépondérants dans la variation de l’indice des vides lors d’un échauffement sont ceux de la double couche et du changement de structure, regroupés sous le terme « dVsq ». Il existe d’ailleurs une relation entre ces deux phénomènes comme l’ont montré CITTANOVA (1970) et MITCHELL (1976): le réarrangement des particules d’argué -17 – résulte d’une rupture d’équilibre entre les forces d’attraction de Van Der Waals, les forces de répulsion électrique des couches diffuses et les forces extérieures. FLEUREAU (1979) a montré que la variation de l’indice des vides due à la double couche variait du simple au double suivant la minéralogie de l’argile considérée, quand on passe d’une argile de type kaolinitique à une montmorillonite. Ceci ne suffit pas à expliquer le tassement beaucoup plus élevé observé pour la bentonite, tassement qu’il faudrait attribuer selon lui à un changement de structure du matériau lors du chauffage. Cette conclusion recoupe celle de CAMPANELLA et MITCHELL (1977) qui notaient un décalage d’autant plus important que l’argile est compressible. 3.5. Perméabilité Une argile est un milieu poreux dit « imperméable ». Son coefficient de perméabilité K varie de 109 à 1013 m/s, et peut être plus faible parfois. Soit Q le débit d’eau s’écoulant à travers une éprouvette d’argile de section S. En divisant ce débit par S, on obtient la vitesse fictive de l’eau à la sortie du massif, comme si toute la section de l’échantillon était soumise à l’écoulement Cette vitesse, notée U, est appelée vitesse de filtration : u = Q/s la loi de Darcy s’écrit : S = K JL» [5] avec T = – grad h (gradient hydraulique) h est la charge hydraulique et a pour expression : p h = — — + z (le terme v2/2g étant négligé) 5 » z : cote du point considéré par rapport à un plan horizontal de référence dh : perte de charge de l’eau entre les deux faces de l’échantillon oids volumigue de l’eau ï w \ï. paisseur de échantillon On constate expérimentalement et en se basant sur les équations aux dimensions (de MARSELY 1981) que K varie en fonction inverse de la viscosité dynamique du fluide \i. Ce qui nous amène à définir la perméabilité intrinsèque d’un matériau (en m2 ) qui ne dépend a priori que de la morphologie du squelette solide et pas des caractéristiques du fluide à la température considérée. La loi de Darcy s’exprime par : k ( grad P + r>„ g grad z ) k çw g U = – grad h [6] U En comparant [5] et [6], on obtient : [ 7 ] Nous ferons, lors de notre étude, des mesures expérimentales de la perméabilité KT à différentes températures et nous en déduirons la perméabilité intrinsèque k par cette relation -18 – [7]. Nous calculerons ensuite une perméabilité, notée KT(20, qui est la perméabilité KT ramenée à 20°C et obtenue par l’équation : * T . 2 0 U T gw, a o Çw, T U3 o [8] Ce terme ne dépend pas des caractéristiques de l’eau à la température de la mesure, et tous les KT>20 seront directement comparables entre eux pour estimer une éventuelle modification de la texture de l’échantillon. Les variations de la masse volumique et de la viscosité de l’eau en fonction de la température sont données sur le tableau 1.1.  Tableau 1.1 : Tableau des valeurs de la masse volumique e différentes températures comprises entre 0 et 110°C. La viscosité à une température T peut être calculée à partir de la relation suivante entre 20 et 100°C (Handbook of physical constants) : lg _9T n 2 0 1,3272 ( 20 – T ) – 0,001053 ( T – 20 )* T + 105 [9] Nous constatons qu’elle varie beaucoup avec la température, puisqu’elle est divisée par un facteur 5 entre 20 et 110°C. La viscosité varie très peu avec la pression quand celle-ci reste faible: la viscosité de l’eau à 100°C passe de 0,283 à environ 0,287 quand la pression passe de 0 MPa à 10 MPa (cf « Handbook of physical constants »). Donc entre 0 MPa et 0,3 MPa la différence est beaucoup plus faible, et en première approximation négligeable. A 110°C nous avons repris la relation [9] valable à la pression athmosphérique (ici 0 MPa en relatif), qui donne une valeur très proche de celle à 0,3 MPa. La masse volumique peut être calculée par un développement polynomial complexe en fonction de la température. On observe une diminution faible de 5% entre 20 et 110°C. Pour les faibles gradients hydrauliques, ou les faibles débits, il existe une distorsion par rapport à la loi de DARCY. Dans le cas d’argiles compactes, JACQUTN, cité par de MARSILY (1981), présente la loi de variation la plus générale aux faibles valeurs du gradient (cf figure 1.10). Les valeurs des gradients io, ii, \% varient pour différents types d’argile, i2 pouvant atteindre plusieurs dizaines pour une montmorillonite. Il faudra donc faire attention à l’interprétation quand les débits sont très faibles. H y a un risque de sous-estimation. -19 – Dans sa thèse FLEUREAU (1979) dit qu’une augmentation de la température accroît la tendance à la « floculation », ce qui correspond suivant CITTANOVA (1970) à une perméabilité plus grande des matériaux argileux. 4. CONCLUSION — La composition minéralogique des argiles a peu de chance d’être modifiée de façon notable entre 20 et 110°C, excepté dans le cas des smectites qui pourraient se transformer progressivement en interstratifiés illite-smectite dès 40 °C. — Les argiles contiennent de l’eau sous deux états : • libre • lié : cette eau liée est constituée d’eau adsorbée et diffuse d’où le nom donné de « double couche ». L’épaisseur de la double couche qui entoure les particules de sol varie avec la température, mais cette variation n’a pas été déterminée avec exactitude. — Lorsqu’on chauffe un échantillon d’argile, celui-ci subit des modifications et ses caractéristiques physiques comme la porosité ou l’indice des vides, la teneur en eau, les limites d’Atterberg et la perméabilité évoluent Nous analyserons l’évolution de ces paramètres avec la température plus en détail au paragraphe 4 du chapitre 2 intitulé « consolidation sous sollicitations thermiques variables ».