ISSN 1018-5593 * * * * * *

Commission des Communauts europennes

eft,

Etude au laboratoire de l'influence de la temprature

sur le fluage des roches argileuses

rasen 4

La publication du prsent rapport a bnfici du soutien de l'unit diffusion des connaissances scientifiques et techniques de la direction gnrale Technologies et industries de l'information et tlcommunications de la Commission des Communauts europennes, Luxembourg.

Commission des Communauts europennes

sciences et technii nuclaires

Etude au laboratoire de l'influence de la temprature

sur le fluage des roches argileuses

s

J. Y. Boisson (1), J. Billotte (2), V. Norotte (2) (1) CEA Commissariat l'nergie atomique

IPSN/DPEI/SERGD B.P. n6

F-92265 Fontenay-aux-Roses Cedex (2) Centre de gologie de l'ingnieur de l'cole nationale suprieure des mines de Paris

35, rue Saint-Honor F-77305 Fontainebleau

(contrat n FI 1W/0163)

Rapport final

PARI EUROP. Biblioih.

N.C.

CI.

Ces travaux ont t raliss sous contrat frais partags avec la Communaut europenne de l'nergie atomique dans le cadre de son programme de R & D (1985-1989) sur la gestion et le stockage des dchets radioactifs,

tche 4 vacuation gologique.

Direction gnrale Science, recherche et dveloppement

1993 EUR 14693 FR

Publi par COMMISSION DES COMMUNAUTS EUROPENNES

Direction gnrale XIII Technologies et industries de l'information et tlcommunications

L-2920 Luxembourg

AVERTISSEMENT Ni la Commission des Communauts europennes, ni aucune personne

agissant au nom de la Commission n'est responsable de l'usage qui pourrait tre fait des informations ci-aprs.

Une fiche bibliographique figure la fin de l'ouvrage.

Luxembourg: Office des publications officielles des Communauts europennes, 1993

ISBN 92-826-5873-2

CECA-CEE-CEEA, Bruxelles Luxembourg, 1993

Printed in Belgium

RESUME

La recherche entreprise avait pour objectif d'tudier les effets long terme des variations de temprature sur le volume et la texture des sols argileux en fonction notamment de leurs caractristiques ptrophysiques et ptrographiques initiales et de leur tat de consolidation. Cette tude repose d'un point de vue exprimental sur le suivi de la dformation volumique et de la permabilit d'chantillons dans une cellule oedomtrique soumis des sollicitations thermiques dans la gamme de temprature 20-110C. Une tude texturale complte (porosimtrie au mercure, observation au M.E.B. etc..) avant et en fin d'essai permet d'apprcier l'volution de la texture des matriaux.

Une analyse bibliographique prliminaire montre que 1' volution des caractristiques des argiles et leur dformation volumique uniaxiale lors d'un chargement pour diffrentes tempratures peut prsenter un comportement dilatant ou compactif sous l'effet d'une augmentation de temprature. Le comportement est le plus souvent compactif la pression de prconsolidation. Certains paramtres ont un rle prpondrant: la teneur en eau, l'tat de consolidation, la plasticit, la minralogie et le temps.

Ces paramtres ont t les critres de slection de quatre matriaux pour la phase exprimentale. Le dispositif exprimental utilis et conu au Centre de Gologie de l'Ingnieur est une cellule oedomtrique contre-pression, de conception gnrale classique, avec des amnagements particuliers pour les essais sous fortes tempratures trs long terme.

Les principaux rsultats obtenus sont: . une augmentation de la compressibilit entre 20 et 110C; . une volution du module de fluage avec la temprature dans le cas d'une

application du chargement aprs mise en temprature; . une augmentation du tassement avec l'incrment de temprature appliqu; . un fluage notable d'o l'importance du temps dans la mesure de la dformation; . une analogie entre consolidation mcanique et consolidation thermique amenant

effectuer un changement d'origine du temps pour les courbes chaque nouvelle sollicitation thermique;

. un comportement fortement irrversible lors du refroidissement;

. une modification de la texture du matriau due la temprature, modification d'une nature diffrente et de moindre importance que celle due la contrainte;

. la permabilit intrinsque est pratiquement indpendante des variations thermiques imposes dans la gamme de 20 110C.

ABSTRACT

The objective of the research carried out was the study of the long term effects of the temperature variations on the the volume and the texture of clayed soils, notably as function of their initial petrophysical and petrographical characteristics and their pre-consolidation state. From the experimental point of view, this study is based on the observation of the volumetrica! deformation of samples subjected to thermal loading within 20 and 110C temperature range with periodical measurements of their permeability in an oedometric cell. A complete textural study (mercury porosimetry and observations under a scanning electron microscope) before and after the experiements allows for a continuous appreciation of the evolution of the texture.

A preliminary bibliographical review has shown that the clays caracteristics evolution and their uniaxial volumic strain under different temperatures loadings may exhibit an expansive or compactive behaviour due to temperature increase. Most of the time, the behaviour is compactif under the preconsolidation pressure value. Some of the parameters such as water content, consolidation state, plasticity, mineralogiy and time plays a major part.

These parameters have been criteria for the choice of four clays for the experimental phase.

The experimental device, used and concieved at the Centre de Geologie de l'Ingnieur is a classical oedometric cell with specific modifications due to the very long term tests at high temperatures.

The main obtained results are: . a compressibility increase between 20 and 110C; . a creep module evolution with temperature in the case of a loading at this

temperature; . a noteworthy creep showing the importance of the time in the strain measurement; . an analogy between mechanical consolidation and thermal consolidation leading to

operate a time origin changing concerning the curves obtained at each new thermal prompting;

. an highly irreversible behaviour during a cooling phase;

. a modification of the structure material due to the temperature, but different and less important than modifications due mecanical stresses;

. the intrinsic permeability appears to be practically independant of the imposed thermal variations in the range of 20 to 110C.

- iv -

AVANT-PROPOS

Le prsent document rend compte de l'ensemble des travaux raliss dans le cadre du contrat de recherche frais partags n FI 1W-Q163-F (CD) entre la Commission des Communauts Europennes et l'Institut de Protection et de Sret Nuclaire du Commissariat l'Energie Atomique et intitul : "Etude au laboratoire de l'influence de la temprature sur le fluage des roches argileuses".

Cette tude s'inscrit dans le cadre de programmes de recherche sur la sret concernant l'isolement dfinitif d'un stockage de dchets de haute activit grande profondeur dans des formations argileuses et porte particulirement sur les effets long terme des variations de temprature sur le volume et la texture de sols argileux. ,

Cette tude, ralise pour le compte de l'Institut de Protection et de Sret Nuclaire du Commissariat l'Energie Atomique ( responsable J.-Y. BOISSON, ingnieur l'I.P.S.N.) a t confie au Centre de Gologie de l'Ingnieur de l'Ecole Nationale Suprieure des Mines de Paris dirig par Mr le Professeur M. ARNOULD. Elle a pu tre mene bien grce au travail de Mme M. AUDIGIER, Mme V. NOROTTE, Mr M. DEVEUGHELE et Mr J. BILLOTTE du C.G.I..

SOMMAIRE

INTRODUCTION 1

CHAPITRE 1 CARACTERISTIQUES GENERALES DES MATERIAUX ARGILEUX ET LEUR EVOLUTION AVEC LA TEMPERATURE 5

1. CARACTERISTIQUES MINERALOGIQUES, CHIMIQUES ET TEXTURALES 7 1.1. Les grands groupes d'argile 7

1.1.1. Groupe des KAOLINTTES 7 1.1.2. Groupe des ILLITES 10 1.1.3. Groupe des SMECTITES 10 1.1.4. Evolution avec la temprature 10

1.2. Les forces physico-chimiques entre particules 10 1.2.1. Les forces attractives 12 1.2.2. Les forces rpulsives 12 1.2.3. Influence de la temprature sur ces forces 12

2. CARACTERISTIQUES HYDRIQUES 13 2.1. Les deux formes de l'eau 13

2.1.1. Eau lie 13 2.1.2. Eau libre 14

2.2. La double couche et la temprature 14

3. CARACTERISTIQUES PHYSIQUES 17 3.1. Porosit 17 3.2. Teneur en eau et saturation 17 3.3. Limites d'Atterberg 18 3.4. Dilatation des composants du sol 18 3.5. Permabilit 19

4. CONCLUSION 22

CHAPITRE 2 ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE DE LA DEFORMATION UNIDIMENSIONNELLE DES SOLS ARGILEUX 23

1. TASSEMENT ET CONSOLIDATION A TEMPERATURE AMBIANTE 26 1.1. Tassement instantan 26 1.2. Consolidation primaire 27 1.3. Consolidation secondaire et fluage 31 1.4. Modlisation du comportement du squelette solide pendant le fluage

unidimensionnel 33 1.4.1. Approches empiriques 33 1.4.2. Approches rhologiques 34 1.4.3. Thorie du fluage hrditaire 34

2. TASSEMENT ET CONSOLIDATION A TEMPERATURE CONSTANTE ET SUPERIEURE A 25C 36 2.1. Influence de la temprature sur la courbe de compressibilit 36 2.2. Influence de la temprature sur le tassement instantan 37 2.3. Influence de la temprature sur la cintique de consolidation

primaire 39

VII

2.4. Influence de la temprature sur la consolidation secondaire 41

3. TASSEMENT ET CONSOLIDATION SOUS SOLLICITATIONS THERMIQUES VARIABLES 44 3.1. Influence directe de la temprature 49 3.2. Influence du degr de surconsolidation 49 3.3. Influence de la teneur en eau 51 3.4. Influence de la minralogie 51 3.5. Influence de la granulometrie et de la plasticit 52 3.6. Influence de la contrainte effective 53 3.7. Influence du temps 53

4. CONCLUSION 53

CHAPITRE 3 CARACTERISATION MINERALOGIQUE, GEOTECHNIQUE ET TEXTURALE DES MATERIAUX ETUDIES 55

1. INTRODUCTION 57

2. PRESENTATION DES SITES DE PRELEVEMENT 57

3. CARACTERISATION MINERALOGIQUE 58

4. IDENTIFICATION GEOTECHNIQUE 58 4.1. GRANULOMETRIE 59 4.2. CARACTERISTIQUES D'IDENTIFICATION GEOTECHNIQUE . 59 4.3. CARACTERISATION MECANIQUE 60

4.3.1. Modalit des essais domtriques 60 4.3.2. Rsultats et interprtation des essais 61

5. CARACTERISTIQUES HYDRAULIQUES ET HYDRIQUES 62 5.1. PERMEABILITE 62 5.2. POTENTIEL DE SUCCION 62

6. SELECTION DES MATERIAUX POUR L'ETUDE EXPERIMENTALE 62

7. PRESENTATION DES SITES DE PRELEVEMENT DES MATERIAUX SELECTIONNES 63 7.1. L'ARGILE DE LIMAY : VEXIN 63 7.2. L'ARGILE DE LAGNY : PLATEAU DE BRIE 66 7.3. L'ARGILE DE ST GENEST : PROVINS 66

8. CARACTERISTIQUES DES ARGILES SELECTIONNES 66

9. ETUDE TEXTURALE DES MATERIAUX SELECTIONNES 67 9.1. TERMINOLOGIE 67 9.2. POROSIMETRIE 68 9.3. CARACTERISTIQUES TEXTURALES DES MATERIAUX

SELECTIONNES 72 9.3.1. L'argile de Lagny 72 9.3.2. L'argile de St Genest 72 9.3.3. L'argile de Limay 73

10. CONCLUSION, SELECTION DES MATERIAUX 73

VIII

CHAPITRE 4 DISPOSITIF EXPERIMENTAL ET CONDUITE DES ESSAIS 75

1. LA CELLULE DOMETRIQUE ET SON ENVIRONNEMENT 77 1.1. INTRODUCTION, PRINCIPE DE L'ETUDE 77

2. PRESENTATION DES DIFFERENTS TYPES DE CELLULES DOMETRIQUES 77 2.1. SPECIFICITES DE LA CELLULE 79 2.2. DESCRIPTION DE L'DOMETRE 79

2.2.1. Description de la cellule domtrique 79 2.2.2. Description du verin de l'cedometre 82 2.2.3. Bti de presse 82 2.2.4. NATURE DES MATERIAUX 82

2.3. DESCRIPTION DE L'ENVIRONNEMENT DE LA CELLULE . . . . 83 2.4. ESSAIS DE QUALIFICATION 85

2.4.1. ETANCHEITE DE LA CELLULE 85 2.4.2. INFLUENCE DE LA TEMPERATURE SUR LE SYSTEME

DE MESURE 85 2.5. MESURES DU CHARGEMENT 88 2.6. MONTEE EN TEMPERATURE DE L'ECHANTILLON 89 2.7. CONCLUSION 89

3. DEROULEMENT DES TRAVAUX EXPERIMENTAUX 89

4. PRINCIPE DES ESSAIS 89

5. MODE OPERATOIRE 89

6. PLANNING DES ESSAIS 91 6.1. PROGRAMME INITIAL 91 6.2. MODIFICATIONS DU PROGRAMME INITIAL 92

6.2.1. REDUCTION DE LA DUREE DES PALIERS DE TEMPERATURE 92

6.2.2. RENOUVELLEMENT D'ESSAIS INTERROMPUS 92 6.2.3. ESSAIS DE COMPRESSIBILITE A DIFFERENTES

TEMPERATURES 92

7. CONCLUSION 93

CHAPITRE 5 RESULTATS 95

1. ESSAIS DOMETRIQUES A 20,50 et 110C 97 1.1. L'argile de Lagny 97 1.2. L'argile de St Genest 99 1.3. L'argile de Limay 102 1.4. Conclusion 105

2. ESSAI DE CONSOLIDATION A TEMPERATURE CONSTANTE : 20, 50 ,80oul l0C 105 2.1. L'arge de St Genest.G 107

2.1.1. Phase de gonflement libre 107 2.1.2. Phase de mise en temprature 109 2.1.3. Phase de consolidation 109

2.2. L'argile de St GenestN 111 2.3. L'argile de Lagny 115 2.4. L'argile de Limay 116 2.5. Conclusion 117

- IX

3. ESSAI DE MONTEE RAPIDE EN TEMPERATURE PENDANT LA PHASE DE FLUAGE 119 3.1. L'arge de Lagny 123 3.2. L'arge de St GenestN 125 3.3. L'argile de Limay 127 3.4. Conclusion 129

4. MONTEES ET DESCENTES PROGRESSIVES PAR PALIERS DE 30C : "20-110", "20-50-20", "20-80-20", et "20-110-20" 131 4.1. L'argile de Lagny 132 4.2. L'arge de St GenestN 133 4.3. L'arge de St GenestG : 137 4.4. L'arge de Limay 139 4.5. Conclusion 140

5. ETUDE DE LA TEXTURE DES MATERIAUX ARGILEUX APRES SOLLICITATION THERMIQUE 141 5.1. Courbes de porosimtrie au mercure 143

5.1.1. L'arge de Lagny 143 5.1.2. L'arge de St Genest-N 144 5.1.3. L'arge de St GenestG 144 5.1.4. L'argile de Limay 144 5.1.5. Conclusion 145

5.2. Observations en Microscopie Electronique Balayage 151 5.3. Mesures de permabilit en cours d'essai 151

5.3.1. Principe des mesures de permabilit 151 5.3.2. Rsultats 152 5.3.3. Conclusion sur les mesures de permabilit 157

5.4. Minralogie 158 5.5. Conclusion de l'tude texturale 158

CHAPITRE 6 SYNTHESE 161

6.1. CAS D'UNE SOLLICITATION THERMIQUE CONSTANTE 163 6.1.1. Essais de compressibilit 163

6.1.2. Essais de fluage 165

6.2. CAS D'UNE SOLLICITATION THERMIQUE VARIABLE 166

6.3. TEXTURE ET PERMEABILITE 169

6.4. CONCLUSION 170

BIBLIOGRAPHIE 173 ANNEXE A ANALYSE PAR DIFFRACTION DES RAYONS X DES

MATERIAUX ARGILEUX ECHANTILLONNES 185-193

ANNEXE B COURBES GRANULOMETRIQUES DES MATERIAUX ARGILEUX ECHANTILLONNES 195-199

ANNEXE C COURBE DE COMPRESSIBILITE DES MATERIAUX ARGILEUX ECHANTILLONNES 201-206

ANNEXED COURBES D'ETALONNAGE DES VERINS DE CHARGEMENT PNEUMATIQUES ET PRISE COMPTE DE LA CONTRE-PRESSION 207-210

- x -

ANNEXE E COURBE DE MONTEE EN TEMPERATURE AU CENTRE DE L'EPROUVETTE 211-213

ANNEXE F COURBES DE CONSOLIDATION CORRESPONDANT AUX DIFFERENTS PALIERS DES ESSAIS DOMETRIQUES EN TEMPERATURE 215-229

ANNEXE G COURBES DE CONSOLIDATION A UNE TEMPERATURE CONSTANTE : 20, 50, 80 ou 110C 231-238

ANNEXE H METHODE DE CALCUL DES PARAMETRES DU MODELE DEFLUAGEDEFELIX 239-241

ANNEXE I COURBES DE CONSOLIDATION POUR LES MONTEES PROGRESSIVES ET DESCENTES PROGRESSIVES PAR PALIERS DE 30C 243-258

ANNEXE J COURBES DE POROSIMETRIE PAR INJECTION DE MERCURE DES ECHANTILLONS DES DIFFERENTS ESSAIS AVEC SOLLICITATIONS THERMIQUES 259-268

ANNEXE K ANALYSE MINERALOGIQUE PAR DIFFRACTION DES RAYONS X DES MATERIAUX SELECTIONNES 269-273

XI

FIGURES

Figure 1.1 : Structure de la silice ttradrique 8

Figure 1.2 : Vue en perspective de la strucutre d'un feuillet de silice arrang selon un

rseau hexagonal 8

Figure 1.3 : Strucutre d'alumine ttradrique 8

Figure 1.4 : Reprsentation en perspective d'une couche de kaolinite 9

Figure 1.5 : Reprsentation en perspective d'une structure de muscovite 9

Figure 1.6 : Reprsentation en perspective d'une structure de smectite 11

Figure 1.7 : Structure de la double couche lectronique (G. Baudet, 1981) 11

Figure 1.8 : Distribution du potentiel entre deux particules plates parallles (Ch. Huret, 1985) 15

Figure 1.9 : Evolution des limites d'Atterberg avec la temprature (Helmi El Rmli et

al, 1969 in Fleureau, 1979) 15

Figure 1.10 : Dilatation des composants d'un sol : 1) eau, 2) solide, 3) squelette 18

Figure 1.11 : Variation de la vitesse de filtration, U, pour de faibles valeurs du

gradient hydraulique (G. de Marsily, 1981) 21

Figure 2.1 : Courbe domtrique 28

Figure 2.2 : Isochrones caractristiques de l'argile de Cubzac-les Ponts sous un charge de 320 kPa (B.FELIX, 1981) 28

Figure 2.3 : Mthode pour la mesure du coefficient de consolidation Cv, (a) par la racine carr (Taylor), (b) par le logarithme (Casagrande) 30

Figure 2.4 : Dformations de consolidation calcules et mesures pour diffrentes

charges constantes (B. FELIX, 1981) 30

Figure 2.5 : Courbe de compressibilit domtrique 30

Figure 2.6 : Histoire gologique et compressibilit d'une argile normalement consolide (Mitchell, 1976, d'aprs Bjerrum, 1972) 32

Figure 2.7 : Courbes typiques de la relation contrainte-dformation-vitesse de dformation pour une argile (Leroueil 1987) 32

Figure 2.8 : Essais de compressibilit diffrentes tempratures sur une argile noire de type kaolinite (D. Despax, 1976) 38

Figure 2.9 : Courbes de compressibilit diffrentes tempratures d'un lss de Rungis (Ch. Huret, 1985) 38

Figure 2.10 : Comparaison des valeurs de t100 pour les deux types d'essais : 20C (classique) et 70C (acclr) (G. Philliponnat, 1977) 40

XIII -

Figure 2.11 : Essais domtriques sur l'argile de Vallauris diffrentes tempratures (otioo) (J.M Fleureau, 1979) 40

Figure 2.12 : Essais domtriques sur la bentonite diffrentes tempratures (otioo) (J.M Fleureau, 1979) 40

Figure 2.13 : Coefficient de consolidation secondaire en fonction de la temprature pour un lss de Rungis (Ch. Huret, 1985) 42

Figure 2.14 : Courbe (volume d'eau drain-logarithme du temps) suite un changement de temprature pression constante (Campanella et Mitchell, 1968) 42

Figure 2.15 : Variation de volume total (dVtot)dt due un changement de temprature (Campanella et Mitchell, 1968) 43

Figure 2.16 : Variation de volume structural (dVst)dt due des phnomnes physico-chimiques (Campanella et Mitchell, 1968) 43

Figure 2.17 : Courbe (Vess.drain-lg(t)) chaque palier de pression au cours duquel un cycle 25-50-25 C est appliqu (K.R Desmars et R.D Charles, 1982) 46

Figure 2.18 : Effet de cycles 25-50-25C sur la courbe de compressibilit d'une illite (RJLPlum, M.IEsrig, 1969) 46

Figure 2.19 : Relation Umax (essai non drain) et u (essai drain) (R.L Plum, M.I Esrig, 1969) 48

Figure 2.20 : Effet du taux de surconsolidation sur le changement de volume d'une ilHte d au chauffage de 24 50C (R.L Plum, M.I Esrig, 1969) 48

Figure 2.21 : Courbes de dformation volumique avec la temprature pour un cycle de chauffage-refroidissement: (a) hystrsis de la courbe pour l'argile silteuse de Pontuda charge 0,5 MPa et OCR=2, (b) arge de Boom normalement consolide (G. Baldi, 1988) 48

Figure 2.22 : Courbes de dformation verticale au cours du chauffage sous pression effective isotrope constante pour l'argile silteuse de Pontilda (G. Baldi, 1988) 50

Figure 2.23 : Droites des points de rupture la compression en fonction de la teneur en eau pour diffrentes tempratures (Sherif et Burrous, 1969) 50

Figure 2.24 : Courbe (Ip-(dest)dt) pour un cycle de temprature 25-50-25 C (K.R Desmars et R.D Charles, 1982) 50

Figure 3.1 : Courbes granulomtriques des argiles de (1) Lagny, (2) de St Genest, (3) de Limay 64

Figure 3.2 : Classification de laboratoire des sols fins, diagramme de plasticit LCPC 1965 64

Figure 3.3 : Courbes de compressibilit en fonction de la contrainte effective 20C pour les argiles de Lagny, de St Genest et de Limay 65

Figure 3.4 : Modles des principales textures des argiles sdimentaires 68

- XIV

Figure 3.5 : Courbes de porosimtrie par injection de mercure pour les argiles l'tat intact de Lagny, de St Genest et de Limay 69

Figure 3.6 : Courbes de porosimtrie par injection de mercure pour l'argile de

St Genest : intact et aprs gonflement 69

Figure 4.1 : Schma de l'oedomtre chargement pneumatique du CECP d'Angers. . 78

Figure 4.2 : Cellule de Rowe : schma de principe (Rowe, 1966) 78

Figure 4.3 : Plan de la cellule cedomtrique 80

Figure 4.4 : Plan du vrin pour oedomtre 80

Figure 4.5 : Plan du bti de presse pour oedomtre 81

Figure 4.6 : Schma de principe du banc de mesure 84

Figure 4.7 : Schma de principe de la cellule domtrique 86

Figure 4.8 : Schma du programme initial des sollicitations thermiques 86

Figure 5.1 : Schma de principe des essais cedomtriques en temprature (50 ou

110C) 98

Figure 5.2 : Courbes cedomtriques de l'argile de Lagny 20,50 et 110C 98

Figure 5.3 : Courbes oedomtriques de l'argile de ST Genest 20,50 et 110C. . . . 100 Figure 5.4 : Evolution du taux de compression secondaire "rduit" Ca/(daVa'n)

avec la pression applique a'n+1 pour les argiles de St Genest et de Limay 100

Figure 5.5 : Courbes oedomtriques de l'argile de Limay 20,50 et 110 104

Figure 5.6 : Schma de principe des essais de consolidation 50,80 ou 110C. . . . 104

Figure 5.7 : Courbe de gonflement (taux de gonflement-logarithme du temps) de

l'argue de St Gesnest 20C 108

Figure 5.8 : Courbe de gonflement (t-t/(dh/h0)) de l'argile de St Genest 20 C. . . . 108

Figure 5.9 : Evolution du rapport Cv(T)/Cv(20 ' C ) avec la temprature pour l'argile St G e n e s t . G . 110

Figure 5.10 : Evolution de l'indice de fluage Cae des arges de Lagny, de Limay, de St GenestN et de St Genest.G avec le temps 110

Figure 5.11 : Paramtres du modle de fluage de FELIX 112 Figure 5.12 : Evolution du Cv "rduit" (Cv/(da'n+1/a'n)) avec la teneur en eau initiale

wi pour les argiles de Lagny et de St Genest 113

Figure 5.13 : Evolution du paramtre Cv avec la temprature pour l'argile de Limay. .113

Figure 5.14 : Evolution de la dformation avec la temprature la pression d'antigonflement 118

xv -

Figure 5.15 : Schma de principe des essais de monte rapide en temprature (T = 50, 80 ou 110C) 118

Figure 5.16 : Courbe de fluage de l'argile de ST.GENEST.N avec des paliers de temprature 20 et 80C 120

Figure 5.17 : Courbe de fluage corrige correspondant au palier 80C de la figure.5.16 avec pour origine des temps l'instant d'application de la temprature et pour origine du tassement la hauteur acquise cet instant 120

Figure 5.18 : Courbes de consolidation des trois essais: 20-50, "20-80" et "20-110" avec l'argile de Lagny: (a) courbe complte, (b) courbe correspondant aux paliers de temprature avec changement d'origine au moment du chauffage 124

Figure 5.19 : Courbes de consolidation des trois essais: 20-50, "20-80" et "20-110" avec l'argile de StGenest.N: (a) courbe complte, (b) courbe correspondant aux paliers de temprature avec changement d'origine au moment du chauffage 126

Figure 5.20 : Courbes de consolidation des trois essais: 20-50, "20-80" et "20-110" avec l'argile de Limay: (a) courbe complte, (b) courbe correspondant aux paliers de temprature avec changement d'origine au moment du chauffage 128

Figure 5.21 : Schma de principe des essais de monte et descente progressives par paliers de 30C 130

Figure 5.22 : Deux types de reprsentation d'une courbe de consolidation (dh-lg(t)) avec sollicitation thermique 130

Figure 5.23 : Evolution du paramtre Ca suite des incrments de temprature de 30C pour l'argile de Lagny 134

Figure 5.24 : Evolution de la dformation verticale d'une prouvette d'argile de St GenestN suite une succession de paliers de temprature de 30 C. . 135

Figure 5.25 : Evolution du paramtre Ca suite des incrments de temprature de 30C pour l'argile de St GenestN 135

Figure 5.26 : Evolution du paramtre C suite des incrments de temprature de 30C pour l'argile de St Genest.G 136

Figure 5.27 : Evolution de la dformation verticale d'une prouvette d'argile de St Genest.G suite une succession de paliers de temprature de 30 C. . 136

Figure 5.28 : Evolution de la dformation verticale d'une prouvette d'argile de Limay suite une succession de paliers de temprature de 30C 138

Figure 5.29 : Evolution du paramtre Ca suite des incrments de temprature de

30C pour l'argile de Limay 138

Figure 5.30 : Courbe (dh-lg(t)) pour un cycle 20-50-20C sur Limay 142

Figure 5.31 : Courbes porosimtriques de l'argile de St.Genest (a)-intacte, (b)-gonfle et (c)-gonfle puis tasse 142

xvi -

Figure 5.32 : Evolution dans le temps des coefficients de permabilit KT et KT2o ( 20C) lors des essais de fluage sur l'argile de Lagny .' 153

Figure 5.33 : Evolution dans le temps des coefficients de permabilit KT et KTi2o ( 20C) lors des essais de fluage sur l'argile de St Genest.N .' 154

Figure 5.34 : Evolution dans le temps des coefficients de permabilit KT et KT|20 ( 20C) lors des essais de fluage sur l'argile de St GenestG .' 155

Figure 5.35 : Evolution dans le temps des coefficients de permabilit KT et KT20 ( 20C) lors des essais de fluage sur l'argile de Limay .' 156

Figure 6.1 : Evolution de l'indice de compression, Cc-r, pondr par sa valeur la temprature de rfrence, CcTo, en fonction de la temprature 164

Figure 6.2 : Evolution du taux de compression secondaire, Ca, en fonction de la temprature 164

Figure 6.3 : Evolution du logarithme du taux de compression secondaire, lg(Ca), en fonction de l'inverse de la temprature absolue 168

Figure 6.4 : Evolution du tassement induit par une solliictation thermique en fonction du logarithme de la temprature absolue 168

XVII -

TABLEAUX

Tableau 1.1 :

Tableau 1.2 :

Tableau 1.3 :

Tableau 1.4 :

Tableau 3.1 :

Tableau 3.2 :

Tableau 3.3 :

Tableau 3.4 :

Tableau 3.5 :

Tableau 3.6

Tableau 3.7

Tableau 3.8

Tableau 3.9

Tableau 3.10

Tableau 4.1

Tableau 4.2

Tableau 4.3

Tableau 5.1

Tableau 5.2

Tableau 5.3

Tableau 5.4

Valeurs de la constante dilectrique diffrentes tempratures (MITCHELL 1976) 16

Dformation thorique d'une montmorillionite-Na en fontion de la temprature (FLEUREAU 1979) 16

Dformation thorique d'un lss en fontion de la temprature (HURET 1985) 17

Valeurs de la masse volumique et de la viscosit diffrentes tempratures comprises entre 0 et 110C 21

Composition minralogique des matriaux chantillonns 58

Rpartition en classes granulomtriques des matriaux chantillonns . 59

Caractristiques gotechniques des matriaux chantillonns 59

Caractristiques mcaniques des matriaux chantillonns 61

Caractristiques hydrauliques et hydriques des matriaux chantillonns 62

Composition minralogique des matriaux slectionns 66

Rpartition en classes granulomtriques des matriaux slectionns. . . 66

Caractristiques gotechniques des matriaux slectionns 67

Rsultats de la porosimtrie par injection de mercure 72

Caractristiques majeures des trois matriaux slectionns 74

Contraintes thoriques (en kPa) gnres sur la face suprieure de l'chantillon en fonction du diamtre du vrin et de la pression d'air comprim utiliss 82

Corrections apporter aux valeurs donnes par le capteur pour obtenir directement le tassement vrai de l'chantillon, d h ^ 88

Contrainte de prconsolidation des matriaux 90

Evolution du coefficient de compression en fonction de la temprature pour l'argile de Lagny 99

Rapport des dures de la phase de consolidation primaire de l'argile de ST Genest pour diverses tempratures et divers incrmentents de contrainte 101

Evolution du coefficient de compression en fonction de la temprature pour l'argile de St Genest 102

Evolution des caractristiques du fluage de l'argile de St Genest avec la temprature et la contrainte 102

- XIX -

Tableau 5.5 : Rapport de la dure de la phase de consolidation primaire de l'argile de Limay 50 et 110C 103

Tableau 5.6 : Evolution du coefficient de compression de l'argile de Limay en fonction de la temprature 103

Tableau 5.7 : Evolution du fluage avec la temprature et la pression applique a'n+1 105

Tableau 5.8 : Evolution des paramtres de fluage de l'argile de St GenestG en fonction de la temprature 109

Tableau 5.9 : Evolution des paramtres du modle de FELIX en fonction de la temprature pour l'argile de St GenestG 111

Tableau 5.10 : Evolution des paramtres de fluage de l'argile de StGenestN avec la temprature 114

Tableau 5.11 : Evolution des paramtres du modle de FELIX en fonction de la temprature pour l'argile de St GenestN 114

Tableau 5.12 : Evolution des paramtres de fluage de l'argile de Lagny en fonction de la temprature 116

Tableau 5.13 : Evolution des paramtres de fluage de l'argile de Limay en fonction de la temprature 116

Tableau 5.14: Evolution des paramtres du modle de FELIX en fonction de la temprature pour l'argile de Limay 117

Tableau 5.15: Comparaison des caractristiques du palier la temprature T avec celles du palier 20C pour l'argile de Lagny 123

Tableau 5.16: Comparaison des caractristiques du palier la temprature T avec celles du palier 20C pour l'argile de St GenestN 127

Tableau 5.17 : Comparaison des caractristiques du palier la temprature T avec celles du palier 20C pour l'argile de Limay 127

Tableau 5.18: Tassements (mm) conscutifs chaque palier de 30 C des essais effectus sur l'argile de Lagny 133

Tableau 5.19: Tassements (mm) conscutifs chaque palier de 30C des essais effectus sur l'argile de St GenestN 137

Tableau 5.20 : Tassements (mm) conscutifs chaque palier de 30C des essais effectus sur l'argile de St GenestG 139

Tableau 5.21 : Tassements (mm) conscutifs aux diffrents paliers de 30C des essais effectus sur l'argile de Limay 139

Tableau 5.22 : Rsultats des essais de porosimtrie au mercure sur les chantillons de l'argile de Lagny des essais de fluage avec sollicitations thermiques. . . 147

Tableau 5.23 : Rsultats des essais de porosimtrie au mercure sur les chantillons de l'argile de StGenestN des essais de fluage avec sollicitations thermiques 148

xx

Tableau 5.24 : Rsultats des essais de porosimtrie au mercure sur les chantillons de l'argile de StGenestG des essais de fluage avec sollicitations thermiques. : 149

Tableau 5.25 : Rsultats des essais de porosimtrie au mercure sur les chantillons de l'argile de Limay des essais de fluage avec sollicitations thermiques. . . 150

xxi -

INTRODUCTION

Le prsent document rend compte de l'ensemble des travaux raliss dans le cadre du contrat de recherche frais partags n FI 1W-0163-F (CD) entre la Commission des Communauts Europennes et l'Institut de Protection et de Sret Nuclaire du Commissariat l'Energie Atomique et intitul : "Etude au laboratoire de l'influence de la temprature sur le fluage des roches argileuses".

Cette tude s'inscrit dans le cadre de programmes de recherche sur la sret concernant l'isolement dfinitif d'un stockage de dchets de haute activit grande profondeur dans des formations argileuses.

L'I.P.S.N. a confi au Centre de Gologie de l'Ingnieur de l'Ecole Nationale Suprieure des Mines de Paris cette tude portant sur les effets long terme des variations de temprature sur le volume et la texture de sols argileux et dont le prsent document rend compte.

Un stockage de dchets doit assurer le confinement des dchets entreposs et, en particulier les isoler des eaux souterraines ou superficielles par le biais desquelles des lments radioactifs peuvent migrer. Cette fonction est assure par la roche hte et complte par des barrires ouvrages.

Cette fonction de confinement doit tre assure sur une trs longue priode de temps, sous l'action de diverses sollicitations externes ou internes.

Ces sollicitations peuvent tre mcaniques ou thermiques notamment dans le cas de stockage de dchets de haute activit: dans ce cas, la sollicitation thermique consiste en une phase d'augmentation de la temprature suivie d'une phase de dcroissance.

La ralisation d'un stockage de dchet dans une formation argileuse ou l'incorporation de matriaux argileux dans des barrires ouvrages est en rapport direct avec les proprits d'impermabilit et de plasticit de ces matriaux et les capacits de rtention des minraux argileux. Leur impermabilit est due la trs petite taille des particules argileuses, qui dfinissent un milieu poreux trs fin, o les pertes de charges sont trs importantes, et aux interactions eau-particules qui rduisent la mobilit de l'eau interstitielle. En contre partie, les liaisons entre particules, qui sont assures par des actions distance, sont faibles, d'o les proprits de plasticit et de compressibilit de ces matriaux. Chaque sollicitation externe induit un rarrangement des particules argileuses, de telle sorte que les forces internes dues aux interactions particules-particules et eau-

1 -

particules quilibrent les forces externes. Dans le cas d'une sollicitation mcanique, c'est le phnomne bien connu du tassement. Ce mcanisme d'quilibrage des sollicitations externes par rarrangement des particules argileuses est fortement irrversible. Ceci signifie en particulier dans le cas d'une sollicitation thermique que si la sollicitation est supprime, le matriau ne revient pas dans un tat proche de son tat initial et qu'il peut alors prsenter des proprits trs diffrentes de celles qu'il possdait initialement.

A court terme en l'absence de drainage significatif, il est gnralement admis qu'une lvation de temprature conduit une augmentation du volume du matriau, augmentation due essentiellement aux phnomnes de dilatation de ses constituants.

A long terme l'effet d'un drainage doit tre pris en considration. Une tude rcente (C.HURET 1985-1988) a ainsi montr qu'un silt argileux (loess de Rungis- Bassin de Paris) remani, remis dans un tat normalement consolid, puis resatur, prsente au contraire long terme sous l'influence d'une augmentation de temprature une diminution de volume; celle-ci serait lie une dissipation des surpressions interstitielles gnres par le chauffage et une modification de texture du sol conscutive cette lvation de temprature.D'autres exprimentateurs ont galement fait de telles observations (PLUM et ESRIG (1969) lors d'un chauffage d' une illite 24C et 50C). On ne peut cependant pas affirmer que ce type de comportement soit systmatique. Il doit tre fonction des caractristiques minralogiques, ptrophysiques et du degr de surconsolidation du sol. BALDI (1988) a montr l'importance de ce dernier paramtre.

Pour prciser ces carts en fonction des sollicitations thermiques imposes et des caractristiques gotechniques des matriaux une tude exprimentale sur des matriaux argileux de subsurface a t entreprise.

L'tude repose sur le suivi de la dformation volumique d'chantillons soumis, dans une cellule oedomtrique, des sollicitations thermiques variables dans la gamme de tempratures allant de 20 110C.

Le prsent rapport rend compte de la recherche effectue en dveloppant les points suivants:

- un rappel bibliographique concernant les proprits gnrales des argiles, et notamment leurs volutions avec la temprature;

- une analyse bibliographique de la dformation uniaxiale verticale sous consolidation mcanique pour ce type de matriau d'o il ressort l'importance prpondrante de certains facteurs comme l'tat de consolidation, la nature minralogique, la teneur en eau, la plasticit et le temps... Ces paramtres ont par consquent t les critres de choix utiliss pour slectionner quatre matriaux sur lesquels on a effectu les essais;

- la caractrisation minralogique, gotechnique et texturale de trois argiles retenues pour les essais (argiles de LAGNY, St GENEST et LIMA Y). L'argile de St GENEST est tudie sous deux tats: intact, et remani sous forme d'un gonflement libre d'une semaine;

- 2

- la description du dispositif exprimental constitu de cellules oedomtriques spcifiques mises au point au Centre de Gologie de l'Ingnieur, afin d'effectuer des essais de longue dure jusqu' 110 C;

- la prsentation et 1' interprtation des rsultats des essais de dformation volumique sous contrainte thermique effectus au cours de cette tude, et qui comprenaient:

. des essais oedomtriques 20, 50 et 110C;

. des essais de consolidation temprature constante: 20, 50, 80 et 110C;

. des essais de monte rapide en temprature pendant la phase de fluage;

. des essais de montes et descentes progressives par paliers de 30C (20-50C, 20-50-20C, 20-80-20C, et 20-110-20C);

. une tude de la texture des matriaux argileux aprs sollicitation thermique (porosimtrie au mercure, texture au Microscope Electronique Balayage, volution de la permabilit au cours des essais, et modifications minralogiques);

- une synthse de l'ensemble des rsultats apports par cette tude.

Chapitre 1

CARACTERISTIQUES GENERALES DES MATERIAUX ARGILEUX ET LEUR EVOLUTION AVEC LA

TEMPERATURE

1. CARACTERISTIQUES MINERALOGIQUES, CHIMIQUES ET TEXTURALES

Le critre physique le plus lmentaire d'un sol est la dimension des particules le constituant. Du plus grossier au plus fin, on distingue les graviers, les sables plus ou moins grossiers, les silts et enfin les argiles dont le diamtre quivalent est infrieur 2 vim. Les particules argileuses ont un comportement particulier, et deux sols ayant une mme rpartition granulomtrique caractristique des argiles peuvent prsenter des proprits trs diffrentes en fonction de leur nature minralogique. Une analyse minralogique est ncessaire pour une description plus dtaille de ces matriaux.

La mthode de la diffractomtrie des rayons X permet de distinguer plusieurs types d'argile d'aprs leur structure. On classe ces matriaux argileux en diffrents groupes.

1.1. Les grands groupes d'argile

Parmi les diffrents groupes d'argiles, citons les plus connus :

- les kaolinites ; - les illites ; - les smectites.

Les minraux interstratifis sont des mlanges rguliers ou non de feuillets de minraux argileux simples.

Les lments de base dans la structure des minraux argileux sont de deux types : des ttradres de silice (fig. 1.1) et des octadres d'alumine (fig. 1.3) dont les ions Si et Al peuvent tre remplacs par d'autres ions de rayons ioniques similaires et pouvant entrer dans une structure ttradrique ou octadrique de mme dimension. Ainsi :

Si4* peut tre remplac par Al3+ et Al3+ peut tre remplac par Mg2+ ou Fe3+.

Le premier lment de base est constitu d'un atome de silicium de valence (+4) entour par quatre atomes d'oxygne de valence (-2). Dans la structure en feuillet prsente sur la figure 1.2, il reste pour chaque lment de base une charge ngative sur l'oxygne suprieur, qui peut atteindre un tat d'quilibre s'il fixe un ion H+ par exemple.

Le deuxime lment de base est constitu d'un atome d'aluminium entour de six atomes d'oxygne ou groupes hydroxyles, selon une coordination octadrique prsente sur la figure 1.3.

Ces deux lments peuvent s'assembler en couches que l'on symbolisera par un trapze pour les ttradres (de silice) et par un rectangle pour les octadres (d'alumine ou autre).

1.1.1. Groupe des KAOLINITES

La formule gnrale du groupe des kaolinites est (S2)(A12)05(0H)4 (Grimm 1968). Les couches "Si" et "Al" sont fortement lies par la prsence d'atomes d'oxygne

communs (fig. 1.4). Les faces infrieures des couches "Si" sont charges par des oxygnes, et les faces suprieures des couches "Al" par des groupes hydroxyles OH\ Ceci permet la cration de liens hydrognes puissants entre les feuillets successifs. Les feuillets sont ainsi presque en contact, ce qui empche les molcules d'eau, dont la taille est d'environ 2,7 ,de pntrer dans les espaces interfeuillets.

En microscopie lectronique, les minraux de kaolinite se prsentent sous forme de plaquettes hexagonales correspondant un empilement de 103 106 feuillets lmentaires, parfois remarquablement bien dveloppes ; cependant on constate certaines dformations et en particulier des elongations. D'autre part les cristaux peuvent manifester des altrations plus ou moins marques se traduisant par une exfoliation des feuillets ou une corrosion du cristal.

Silicium Q oxygne

Figure 1.1 Structure de silice tetradri que

Q e t (~) oxygne o et silicium

Figure 1.2 Vue en perspective de la structure d'un feuillet de silice arrang selon un rseau hexagonal

Ohydroxyleou A aluminium oxygne ^

Figure 1.3 Structure d'alumine ttradrique

- 8

couche feuillet A* Al couche lmentaire de feuill ac /s\ Si\ kaolinice

AI AI couches lmentaires de kaolinice assembles Z1 ' k pour former une particule de kaolinice Si Si \ 2 Al Al Si Si \ 7.2 Reprsentation schmatique de la structure de la kaolinite

Oxygne mis en commun O Oxygnes

Hydroxyles Aluminium

O Silicium

Figure 1.4 Reprsentation en perspective d'une couche de kaolinite

P c = = 7 < \ S i _ _ 5 i _ X feuillet

Al Al feuillet S i ^ S i \ feuillet

10A Oxygne mis en commun

ion potassium

couche

Reprsentation schmatique de la structure des ilutes

i = Potassium

lien potassium

Figure 1.5 Reprsentation en perspective d'une structure de muscovite

1.1.2. Groupe des ILUTES

Les feuillets de ces minraux sont constitues de deux couches de ttradres "Si" qui mettent en commun leur oxygne avec une couche d'octadres "Al" (fig. 1.5).

La neutralit lectrique est assure par un nombre adquat de (OH)- et (0)2\ Quand Si4* est remplac par Al3+, de gros ions K+ viennent s'intercaler entre les feuillets pour assurer l'lectroneutralit.

En microscopie lectronique, les illites sont caractrises par de trs fines particules de quelques centaines d'Angstroms de diamtre, souvent quidimensionnelles mais pouvant aussi prsenter un aspect allong.

1.1.3. Groupe des SMECTITES

La caractristique essentielle de ce minral (fig. 1.6) est la prsence entre des feuillets de mme constitution que l'illite de molcules d'eau, et la distance entre deux feuillets conscutifs peut tre trs variable. Cette capacit d'adsorption d'eau est rversible, le matriau gonfle et peut atteindre plusieurs fois son volume sec.

Plusieurs substitutions sont possibles, surtout dans la couche octadrique et peuvent crer un dficit de charge compens par Fadsorption d'ions extrieurs Na+ ou Ca2+.

En microscopie lectronique, les smectites se prsentent sous la forme de particules trs tendues ayant souvent un aspect frip ou des bords enrouls. La taille des particules est nettement infrieure au micromtre, et leur paisseur est trs faible, quelques dizaines d'Angstroms, c'est dire ici quelques feuillets.

Il arrive frquemment que les argiles rencontres dans la nature soient constitues d'un mlange de deux ou plusieurs minraux argileux, appartenant diffrents groupes, ou d'interstatifis.

1.1.4. Evolution avec la temprature

L'tude de la diagnse apporte des renseignements sur le comportement des argiles soumises des conditions de temprature et de pression variables. Ces observations sont valables temprature leve pour des pressions trs suprieures celles que nous appliquerons dans nos expriences, mais elles peuvent malgr tout tre retenues titre d'indication.

Ainsi partir de 70 80C (DUNOYER de SEGONZAC, 1970) la destruction de la kaolinite peut dj tre amorce dans les sdiments argileux sous pression. Ce minral persiste pourtant au del de 200 C. La kaolinite se transforme probablement en chlorite vers 150 200C. S'il y a beaucoup de potassium et un pH lev, la kaolinite se transforme alors en ilute (HENLEY, 1959).

Les minraux argileux les plus sensibles la temprature sont les argiles gonflantes (smectites) qui voluent ds 40 C en interstratifis illite-smectite.En effet, le feuillet de base de cette argile est identique celui des illites (3 couches : Si-Al-Si), mais le lien entre les feuillets successifs est assur par des molcules d'eau en nombre variable. Les faibles liens retenant cette eau entre les feuillets favorisent la dshydratation sous des tempratures modres. On assiste frquemment une transformation progressive en illite, pour autant que la teneur en potassium soit suffisante pour crer des liens intercouche typique de ce minral. Cette transformation entrane des changements de la composition des eaux interstitielles et un fort rarrangement textural.

1.2. Les forces physico-chimiques entre particules

Les substitutions isomorphes de Si et Al par d'autres cations sont courantes dans les argiles et s'accompagnent de modifications de la charge lectrique des particules vers des charges ngatives, compenses par des cations extrieurs. Ces dficits en charge locaux

- 10 -

,51 S I /

SI S I X plusieurs couches

d'eau

U...17A

\ S I S l / f eu i l l e t Al Al , - - . feuillet

/ S I S i yeu i l l e t plusieurs ccnjches

d'eau

couche

Reprsentation schmatique d'une smectite

oxygne mis en commun

cations changeables nH2

Ooxygne hydroxyles % aluminium, fer, magnsium oet silicium,aluminium parfois

Figure 1.6 Reprsentation en perspective d'une structure de smectite

Ions dterminanC l e potenc ie i

.^ plan de c i sa i l l ement hydrodynamique

distance

T couche de Stern

Figure 1.7 Structure de la double couche lectronique (G. Baudet, 1981)

- 11 -

peuvent aussi provenir de l'interruption du cristal. Ce phnomne est plus marqu pour de petites particules et est l'origine de l'attraction de cations divers et de la rpulsion des anions. Les cations, plus ou moins hydrats selon leur nature, influenceront l'hydratation des particules argileuses.

Ceci montre l'existence de forces physico-chimiques qui rgissent l'quilibre entre les particules. Les observations au microscope lectronique balayage sur les associations de particules tmoignent de l'importance de ces forces. Celles-ci sont de deux types : attractives ou rpulsives.

1.2.1. Les forces attractives

Elles proviennent des liaisons :

- de covalence : mise en commun d'un ou plusieurs lectrons de deux atomes pour assurer la neutralit lectrique ;

- ioniques : les cations assurent l'lectroneutralit. Dans le cas de l'illite, les atomes de potassium sont pigs entre les groupes hydroxyles plus petits et l'eau ne peut pntrer. Cette liaison est forte. Dans le cas des smectites les cations Na+, Ca2+ sont attirs par la surface des feuillets. L'espace interfoliaire est suffisant pour laisser pntrer les molcules d'eau, et l'hydratation libre une nergie suprieure aux forces d'attraction entre couches d'argile. Les liaisons deviennent faibles et l'espace interfoliaire augmente avec la prsence de molcules d'eau, d'o un gonflement important du minral.

- hydrognes : liaison entre un groupement A-H et un atome B pour autant que l'lectrongativit de B et la distance A...B soient adquates. Dans le cas de la kaolinite, une face d'une couche comporte des oxygnes considrs comme ples ngatifs, et l'autre face des groupes hydroxyles contenant H+. Cet ion de diamtre trs faible forme une liaison hydrogne entre les deux couches successives et est l'origine de leur empilement. L'eau ne peut donc y pntrer. Ce lien est trs fort perpendiculairement aux feuillets et faible tangentiellement. Ce type de lien puissant intervient aussi entre la surface d'une particule possdant des atomes d'oxygne et la molcule H20. Ce type de liaison donne la premire couche d'eau une structure particulire proche de la glace.

- de Van der Waals : ce sont des liaisons lectromagntiques entre diples. A tout moment il y a plus d'lectrons d'un ct du noyau d'un atome que de l'autre, d'o formation de diples qui se rattachent par leur ct oppos lectriquement. Les forces mises en jeu sont faibles mais additives (d'o leur importance) et diminuent trs lentement avec la distance. Elles sont suffisamment fortes pour dterminer l'arrangement final de certains solides et sont une source majeure de cohsion dans les sols fins (MITCHELL 1976). Les forces d'adhsion dans les sols argileux "humides" sont principalement du type Van der Waals (ROSENQVIST 1959).

1.2.2. Les forces rpulsives

L'hydratation des ions et des particules argileuses provoque une orientation des molcules d'eau et gnre des rpulsions entre les particules jusqu' une distance de 20 (HURET 1985).

1.2.3. Influence de la temprature sur ces forces

FLEUREAU (1979) nonce que l'augmentation de temprature accrot la tendance la "floculation", du fait de l'accroissement des forces d'attraction entre particules. Il cite,

- 12 -

entre autres, ClllANOVA (1970) qui a montr, ainsi que d'autres, que ce type de structure correspond, temprature constante, une compressibilit et une permabilit plus grandes du matriau. C'est pour une bentonite (famille des smectites) qu'il a obtenu les modifications de structure et les tassements les plus importants.

HURET (1985) en reprenant la thorie de LIFSCHTTZ (1961) sur la mesure de la force de Van der Waals entre deux particules calcule cette force diffrentes tempratures et montre qu'elle augmente de 5% entre 5 et 80C. Cette augmentation peut provoquer un resserrement des liaisons entre particules.

Les atomes, les molcules et les particules qui font partie du matriau qui se dforme, sont soumis un mouvement relatif les uns par rapport aux autres. Cette interaction se traduit par l'existence de barrires d'nergie sparant deux positions d'quilibre. Dans le cas d'un sol, le mouvement d'une particule argileuse ou d'un atome jusqu' une nouvelle position d'quilibre, ncessite un apport d'nergie d'activation F. MITCHELL (1964) dfinit dF comme tant l'nergie ncessaire pour provoquer la rupture d'un contact au niveau atomique appel lien.

La sollicitation thermique apporte une nergie qui autorise des ruptures de liens et permet au matriau d'atteindre un tat final d'quilibre caractris par une nergie d'activation plus leve.

2. CARACTERISTIQUES HYDRIQUES

Nous venons de voir que par suite de substitutions atomiques, la maille cristalline peut avoir un certain dficit en charges positives. De mme, dans chaque couche, certaines valences en bordure du feuillet ne sont pas satures (O2-, OH-) puisque l'arrangement des ions est interrompu, ce qui gnre un dsquilibre lectrique. Donc globalement, chaque particule argileuse est charge ngativement sur sa surface, et les feuillets qui la composent sont plus ou moins fortement lis les uns aux autres. L'eau contenue dans le sol est donc soumise un champ lectrique prs de la surface des particules. Les molcules d'eau sont alors orientes par rapport la paroi des particules (fig. 1.7) et n'ont plus les proprits physiques de l'eau normale : il s'agit de "l'eau lie". Chaque particule est ainsi enveloppe d'un film d'eau de nature spciale, la "couche adsorbe".

L'eau contenue dans les argiles a un rle essentiel dans le comportement de celles-ci du fait des liaisons qui l'unissent aux particules et lui confrent des proprits particulires, telles que la plasticit et la cohsion.

2.1. Les deux formes de l'eau

Les molcules d'eau orientes normalement la surface des particules forment une chane le long de laquelle les proprits de l'eau varient graduellement : au voisinage de la particule ce sont celles d'un solide, alors qu' plus de 0,1 pm de la surface des particules on retrouve les caractristiques de l'eau libre.

Il est donc ncessaire de distinguer deux types d'eau.

2.1.1. Eau lie

Elle est attache la surface des particules par le jeu de forces d'attraction molculaire. Ces forces dcroissent avec la distance de la molcule d'eau la particule.

Une premire couche adsorbe, dont l'paisseur est de l'ordre de quelques dizaines de molcules (environ 50 ), correspond :

13

- l'eau des arrtes et des cassures de la surface du rseau cristallin. Les molcules d'eau y sont retenues par des liaisons de coordination avec les lments superficiels du rseau cristallin ;

- l'eau d'hydratation des cations changeables ; - l'eau de surface interfeuillet, rpartie entre les diffrents feuillets des minraux

argileux, relis entre eux par des liens hydrognes existant entre les groupes OH- et 02-.

Dans cette couche adsorbe, les proprits de l'eau sont trs fortement modifies. L'eau a la structure de la glace. La viscosit peut tre quelques dizaines de fois suprieure celle de l'eau normale (ROSENQVIST 1959). La densit varie de 1,2 2,4 g/cm3 (YOUNG et WARKENTIN 1975, SERGEEV 1971). L'adsorption des molcules d'eau et des ions dpend en grande partie de la surface spcifique des arges.

Une zone de transition d'eau dite "diffuse" qui contient des molcules d'eau supportant une attraction non ngligeable. Son paisseur, entre 0,005 et 0,5 um, est fonction de la nature minralogique des particules et des caractristiques physico-chimiques du fluide. Cette eau est aussi appele "eau faiblement lie".

L'eau d'hydratation des argiles gonflantes (type smectites) correspond de l'eau adsorbe et de l'eau faiblement lie.

2.1.2. Eau libre

Au del de 0,5 pm, l'eau n'est retenue dans l'argile que par les forces capillaires et est capable de se dplacer sous l'effet de la gravit ou d'un gradient hydraulique suffisant C'est l'eau libre, appele aussi eau interstitielle.

D'une faon gnrale, les forces mises en jeu sur l'eau par les particules d'argiles diminuent avec la distance (fig. 1.7).

2.2. La double couche et la temprature

Cette zone d'influence lectrique d'une particule argileuse sur les molcules d'eau est appele double couche. L'paisseur globale de la double couche est donne (en premire approximation) par la relation suivante :

, ! D k T = 1/ [ i ]

y 8 TT c 0 e 2 v 2

T : temprature en K ; k : constante de Boltzmann = 1,38.IO-23 J/K ; D : constante dilectrique de la solution en K'1 ; e : charge de l'lectron = 1,6.10-19 Cb ; v : valence de l'ion ; c0 : concentration en ion dans la couche en mole/m3 .

Son paisseur dpend uniquement des caractristiques du liquide. Pour deux particules d'argile dont les surfaces sont parallles et dont les doubles couches se superposent, il se dveloppe un phnomne de rpulsion. La figure 1.8 montre la distribution du potentiel dans une telle configuration. Dans le cas des sols argileux, ce phnomne reprsente l'essentiel des forces rpulsives.

L'influence d'une augmentation de la temprature sur l'paisseur de la double couche est diffrente suivant les auteurs consults.

MITCHELL (1976) calcule qu'une augmentation de temprature entrane une augmentation de et une diminution de la surface de potentiel pour une mme charge surfacique des particules, tous les autres facteurs tant constants par ailleurs. Il faut cependant

- 14 -

(a)

1 Diftribution des chargea

J 5

Distance entre les particules

Distance entre les particules

Figure 1.8 Distribution du potentiel entre deux particules plates parallles (Ch. Huret, 1985)

a)

8^

VU

1 CD

" O

noter qu'une augmentation de temprature entrane aussi une diminution de la constante dilectrique de la solution, D. Le tableau 1.1 donne les valeurs de D entre 0 et 60 C (MITCHELL 1976). La faible variation du produit D.T ne doit pas beaucoup influencer sur la valeur de , si on suppose que la constante dilectrique de la solution n'est pas affecte par les forces de surface des particules et par la concentration ionique.

Tableau 1.1 : Valeurs de la constante d i l ec tr ique d i f f rentes tempratures (MITCHELL 1976).

t (C) 0 20 25 60

H Constante T (K) | Dilectrique D 273 1 293 298 333

88 80 78,5 66

D . T 2,40 10. 2,34 io: 2,34 IO! 2,20 IO

FLEUREAU (1979) a montr que les variations de la constante dlectrique, D, avec la temprature s'cartent peu d'une reprsentation linaire d'quation :

D = 88 - 0,367 t temprature en degr celsius

[2]

Il obtient les mmes valeurs du produit D.T que MITCHELL. Ainsi, pour t = 98 C, le produit D.T est gal 1,94 IO4. Cette dernire valeur marque donc bien une tendance la diminution de ce paramtre pour une forte augmentation de la temprature.

FLEUREAU (1979) a pu calculer aussi la variation relative de volume de la double couche pour diffrentes tempratures, par rapport une temprature de rfrence de 20 C. Il est important de noter qu'il suppose qu'aucune modification ne se produit dans l'arrangement des particules d'argile pour effectuer ce calcul.'

Dans le cas d'une montmorillonite sodique dont les particules auraient une longueur, d0, de 300 et une paisseur,' s0, de 10 et mise en contact avec une saumure de concentration c0 = 8. IO-4 mole/1, il obtient pour un chantillon, de hauteur ho 20C, les valeurs suivantes :

Tableau 1.2 Dformation thorique d'une montmorillionite-Na en fontion de la temprature (FLEUREAU 1979).

T C 5 50 95

dh/(h0 20C) + 0,01 gonflement - 0,02 tassement - 0,08 tassement

Dans le cas d'une kaolinite-Na, dont les particules auraient une longueur, d0, de 400 et une paisseur, e0, de 1000 et mise en contact avec le mme electrolyte, les rsultats sont deux fois plus faibles.

Les rsultats pour une illite-Na sont intermdiaires entre ceux obtenus pour la kaolinite-Na et la montmorillonite-Na.

HURET (1985) obtient, en thorie, un tassement lors d'un incrment de temprature pour un lss contenant 20% d'illite. Il tient compte de la variation de la constante dilectrique, D, tous les autres facteurs tant constants par ailleurs.

16 -

Tableau 1.3 Dformation thorique d'un loass en fontion de la temprature (HURET 1985).

T C 20 40 60

dV/(V0 20C) - 0,003 tassement - 0,007 tassement - 0,011 tassement

PLUM et ESRIG (1969) observent une diminution du volume suite une augmentation de temprature d'un chantillon d'illite. us pensent que celle-ci entraine une expansion de la double couche, augmentant ainsi les forces de rpulsion, ce qui diminuerait la contrainte effective et la rsistance des liens entre particules, et conduirait la diminution de volume observe. Ils citent KENNEY (1966) qui a constat un rsultat analogue, c'est dire une augmentation de l'paisseur de la double couche et une diminution du volume macroscopique.

Ainsi une augmentation de la temprature, suivant les auteurs, induirait une augmentation ou une diminution de l'paisseur de la double couche qui se traduirait dans tous les cas par une diminution du volume global de l'chantillon. De ces observations, il n'apparat pas de relation directe entre la variation de l'paisseur de la double couche et le tassement observ. Il semblerait que ce soit la modification de la structure interparticulaire et son rarrangement qui explique ce phnomne, soit par un resserrement de la texture d la diminution de la double couche, soit par un rarrangement textural sous l'effet de forces extrieures constantes sur une texture affaiblie par une expansion de la double couche.

3. CARACTERISTIQUES PHYSIQUES

3.1. Porosit

La porosit n est le rapport entre le volume deS r^e^ et le volume total de l'chantillon considr. L'indice des vides, correspondant, est le rapport du volume des vides sur le volume de la phase solide. Ces grandeurs sont relies par la relation :

e = ou n = 1 + e [ 3 ]

Le volume des vides est gal au volume de la phase liquide, si l'chantillon est satur. Dans le cas des sols, qui sont des matriaux compressibles, seul le paramtre "e" est

significatif, car le volume de la phase solide est constant, ce qui n'est pas le cas du volume total de l'chantillon.

3.2. Teneur en eau et saturation

La teneur en eau "w" et le degr de saturation "Sr" d'un chantillon sont dfinis par les rapports suivants :

w

Sr =

Poids de l'eau contenue dans le sol Poids du sol sec

Volume de l'eau contenue dans le sol Volume total des vides du sol

[4]

[5]

Les argiles peuvent prsenter des teneurs en eau trs diverses et qui, pour un mme matriau, peut varier dans de larges proportions. Si les argiles sont prleves sous le niveau suprieur de la nappe ou proximit, elles sont considres comme satures.

- 17 -

Les sols naturels sont rarement saturs 100%, mais sont souvent considrs comme l'tant Ainsi des essais domtriques effectus pour deux degrs de saturation diffrents (0,9 et 1) avec une prouvette de 2 cm d'paisseur et une charge de 100 kPa, ont montr que ce paramtre avait une influence rduite sur la valeur des paramtres de la consolidation observe (maximum 5%), ce qui justifie l'hypothse couramment admise de la saturation totale des sols (MAGNAN et aL 1979).

La teneur en eau joue un rle primordial dans le comportement des argiles. Elle est l'origine du comportement plastique d'un sol argileux, en liaison avec la surface des feuillets accessibles l'eau. 33. Limites d'Atterberg

Les argiles en prsence d'eau forment des ptes dans lesquelles chaque particule est relie aux particules voisines par des forces de cohsion dues la prsence des molcules d'eau adsorbes. La consistance qui en rsulte dpend en grande partie de la teneur en eau. On distingue trois tats: liquide, plastique et solide. La transition d'un tat l'autre est progressive. Nammoins on utilise gnralement les limites dfinies en 1911 par Atterberg et prcises ensuite par Casagrande.

CTORI (1989) a montr que les limites de liquidit, de plasticit et l'indice de plasticit d'un sol argileux diminuent quand sa temprature augmente entre 6 et 35 C. HELMI EL RAMLI (1961) ont effectu des essais analogues sur trois argiles : molle, moyenne et raide. Es arrivent aux mmes conclusions entre 15 et 35 C. DESPAX (1976) explique cela par le fait que le sol est alors moins rsistant en raison de la rduction des liaisons entre particules (fig. 1.9). YOUSSEF et al (1961) prsentent des rsultats similaires, qu'ils expliquent en se rfrant la diminution de la viscosit de l'eau quand la temprature augmente. Ces deux phnomnes doivent se conjuguer. 3.4. Dilatation des composants du sol

Lors d'une variation de la temprature d'un sol, trois phnomnes de dilatation sont distinguer (fig. 1.10) :

Vsq Vs dVsq y////*

Vw dVs VZZZZZZZk dVw zzzzzzzzz

(1) (2) (3)

Figure 1.10 : Dilation des composants d'un sol : 1) eau, 2) solide, 3) squelette.

(1) dilatation de l'eau interstitielle : dv w v dT [ 6 ]

a* i coef f i c ient de d i l a t a t i o n thermique 3.10"* ("C)-1 ; Vw : volume de l ' eau i n t e r s t i t i e l l e ;

- 18

(2) dilatation des grains du sol :

dV, = aa V, dT [7]

aa : coefficient de dilatation moyen des grains ; Va : volume des grains ; Les valeurs de as varient relativement peu d'un minral l'autre dans la famille des alumino-silicates. On peut considrer que l'ordre de grandeur est le mme pour tous les minraux courants des sols argileux, avec une valeur moyenne de 5.105 ^C)-1 selon CAMPANELLA et MITCHELL (1968).

(3) dilatation du squelette granulaire : Le changement de temprature pour une argile peut entraner un changement des

forces interparticulaires, de cohsion et/ou de rsistance, qui implique des rorientations ou des mouvements relatifs des particules permettant ainsi la structure du sol d'atteindre un nouvel quilibre pour la mme contrainte effective. La variation de volume due cet effet, note dVjjq, est gale :

dv, = T dT dV t o t [8] T : coef f ic ient de d i l a t a t i o n apparent du s q u e l e t t e .

Le volume V^ est gal au volume global contenant le squellette granulaire. Il est donc gal au volume macroscopique de l'chantillon considr.

Le volume de l'eau draine est gal :

d v d r = dvB q - dv. - dVw [9]

les variations de volume tant comptes positivement dans le sens d'une augmentation.

Les termes prpondrants dans la variation de l'indice des vides lors d'un chauffement sont ceux caractrisant le changement de texture et la variation de l'paisseur de la double couche et qui sont regroups sous le terme "dVsq". E existe d'ailleurs une relation entre ces deux phnomnes comme l'ont montre Cll'lANOVA (1970) et MITCHELL (1976) car le rarrangement des particules d'argile rsulte d'une rupture d'quilibre entre les forces d'attraction de Van der Waals, les forces de rpulsion lectrique des couches diffuses et les forces extrieures.

FLEUREAU (1979) a calcul que la variation de l'indice des vides due la double couche variait du simple au double suivant la minralogie de l'argile considre (kaolinite -montmorillonite). Ceci ne suffit pas expliquer le tassement beaucoup plus lev observ pour la bentonite, tassement qu'il faudrait attribuer selon lui un changement de texture du matriau lors d'une augmentation de sa temprature. Cette conclusion recoupe celle de CAMPANELLA et MITCHELL (1968) qui notaient un dcalage d'autant plus important que l'argile est compressible.

3.5. Permabilit

Une argile est un milieu poreux dit "impermable". Son coefficient de permabilit K varie de IO9 IO13 m/s, et peut tre parfois encore plus faible.

Soit Q le dbit d'eau s'coulant travers une prouvette d'argile de section S. En divisant ce dbit par S, on obtient la vitesse fictive de l'eau la sortie du massif, comme si toute la section de l'chantillon tait soumise l'coulement. Cette vitesse, note U, est appele vitesse de filtration:

Q u [10] s

- 19 -

la loi de Darcy s'crit:

u = K T [ l i ] : gradient hydraulique gal - grad h

h est la charge hydraulique, en un point donn, sa valeur, en ngligeant le terme v2/2g qui quantifie l'nergie cintique de l'coulement, est donne par l'expression :

p h = + z

P : pression au point considr ; z : cte du point considra par

rfrence ; j/w : poids spcifique de l'eau ; v : vitesse relle de l'eau.

rapport un plan

[12]

horizontal de

Exprimentalement et en se basant sur une analyse dimensionnelle, on peut dmontrer que le coefficient de permabilit, K, est inversement proportionnel la viscosit dynamique du fluide considr, note p. Ceci permet de dfinir la permabilit intrinsque, k, d'un matriau (en m2) qui ne dpend a priori que de la morphologie du squelette solide et plus des caractristiques du fluide la temprature considre.

La loi de Darcy s'exprime alors par :

U = ^ grad h [13]

En comparant les quations [13] et [11], on obtient la relation suivante qui lie coefficient de permabilit et permabilit intrinsque :

[14]

Si on considre des mesures exprimentales de la permabilit, KT, diffrentes tempratures, avec la relation [14] on peut en dduire la permabilit intrinsque, kT, du matriau aux diffrentes tempratures qui traduit les variations de texture du matriau. On peut aussi calculer le coefficient de permabilit, KT2o, qui aurait t mesur, 20C, sur un matriau ayant la mme texture que le matriau considr la temprature T. La valeur du coeficient KT2o est donne par la relation suivante :

K ( 2 0 = *^T [ 1 5 ] P w , T U 2 0

Ce terme ne dpend pas des caractristiques de l'eau la temprature de la mesure. Tous les KT2o seront donc directement comparables entre eux et permettent de quantifier les modifications de la texture d'un matriau argileux avec la temprature.

Les variations de la masse volumique et de la viscosit de l'eau en fonction de la temprature sont donnes dans le tableau 1.4.

La viscosit de l'eau, une temprature T, peut tre calcule, entre 20 et 100C, avec la relation suivante (Handbook of physical constants 1966) :

r u T -, 1,3272 ( 20 - T ) - 0,001053 ( T - 20 ) 2 lg = [16]

L u.. J T + 105

- 20

On peut constater qu'elle varie beaucoup avec la temprature, puisqu'elle est divise par un facteur 5 entre 20 et 110 C.

La viscosit varie trs peu avec la pression quand celle-ci reste faible ; ainsi la viscosit de l'eau 100 C passe de 0,283 environ 0,287 quand la pression passe de 0 MPa 10 MPa (Handbook of physical constants 1966). Donc entre 0 MPa et 0,3 MPa, valeur de la contre-pression qui sera utilise lors de l'tude exprimentale, la diffrence est encore plus faible et on peut considrer, en premire approximation, que la viscosit est indpendante de la pression. A 110C, nous avons considr que la relation [9], tablie la pression athmosphrique, tait valide.

Tableau 1.4 Valeurs de la massa volumique et de la viscosit diffrentes tempratures comprises entre 0 et 110C.

1 temprature 1 en C 0 5 10 15 20 25 30 40 50 60 70 80 90 100 110

en 10-3 kg.m-3 0,9999 0,9999 0,9997 0,9991 0,9982 0,9971 0,9957 0,9922 0,9881 0,9832 0,9778 0,9718 0,9653 0,9585 0,9509

an 10'3 Pa.s 1,7921 1,5188 1,3077 1,1404 1,0050 0,8937 0,8007 0,6560 0,5494 0,4688 0,4061 0,3565 0,3165 0,2838 0,2552

Valeurs la pression atmosphrique extrapoles pour 110C La masse volumique peut tre calcule par un dveloppement polynomial en fonction

de la temprature. On observe une diminution faible, de l'ordre de 5%, entre 20 et 110C.

Pour les faibles gradients hydrauliques, ou les faibles dbits, il existe une distorsion par rapport la loi de DARCY. Dans le cas de sables argileux compacts, JACQU1N in de MARSILY (1981), prsente la loi de variation de la vitesse de filtration pour de faibles valeurs du gradient sous une forme gnrale fonction de gradients critiques io, ii et i2 (fig. 1.11).

u

Figure 1.11 : Variation de la vitesse de filtration, U, pour de faibles valeurs du gradient hydraulique (G. de Marsily, 1981).

Les valeurs des gradients io, ii, 'h varient suivant les diffrents types d'argile, i2 pouvant atteindre plusieurs dizaines pour une montmorillonite. Il faut donc faire attention

21 -

l'interprtation des mesures quand les dbits sont trs faibles, car il y a l un risque de sous-estimation de la permabilit.

4. CONCLUSION

Suite une lvation de la temprature d'une argile, un certain nombre de phnomnes vont affecter directement ou indirectement les diffrentes phases du sol et donc ses proprits physiques ou mcaniques. Pour chacune des phases, solide ou liquide, les comportements suivants seront observables.

La composition minralogique des argiles a peu de chance d'tre modifie de faon notable entre 20 C et 110 C, except dans le cas des smectites qui pourraient se transformer progressivement en interstratifis illite-smectite ds 40 C. Donc seul l'effet de la dilation des diffrents minraux aura un influence sur le comportment global du sol, mais cet effet est ngligeable devant les phnomnes dus la phase liquide.

Les argiles contiennent de l'eau sous deux tats :

- libre : ou eau interstitielle, mobile, et dilatable sous l'effet d'une augmentation de temprature ;

- li : eau lie et constitue d'eau adsorbe sous forme d'une "double couche" autour des particules argileuse du sol. Son paisseur est affecte par une augmentation de temprature mais la nature de sa variation n'est pas clairement tablie car elle rsulte la fois d'un phnomne de dilatation pure et d'un changement de rpartition des molcules d'eau entre les tats libre et li.

Aprs une lvation de temprature, un chantillon d'argile prsente des modifications de ses caractristiques physiques comme la porosit ou l'indice des vides, la teneur en eau, les limites d'Atterberg ou sa permabilit. L'ensemble de ses variations traduit une rupture d'quilibre entre les forces internes, forces d'attraction de Van der Waals et forces rpulsives lectriques dans la couche diffuse, et les forces externes. La manifestation la plus lmentaire de cet rupture d'quilibre est une variation du volume macroscopique de l'chantillon drain. L'intensit de ces changements est fonction des caractristiques des phases solide et liquide et de l'quilibre initial entre ces phases. Un moyen d'apprhender ces quilibres est d'tudier la consolidation de matriaux argileux temprature constante ou variable, car la variation de volume observe est lie la variation des sollications extrieures, mcaniques ou thermiques, qui, parce qu'elle est quilibre par une variation des forces internes, permet de solliciter ces denires.

- 22 -

Chapitre 2

ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE DE LA DEFORMATION UNIDEMENSIONNELLE DES SOLS ARGILEUX

Le confinement de dchets, dont des lments toxiques peuvent migrer par le biais de circulations d'eaux souterraines peut se faire par le choix d'une roche hte de type argile et require la mise en uvre de barrires ouvrages. L'incorporation de matriaux argileux dans celles-ci reposent sur les proprits d'impermabilit de ces matriaux et ventuellement de fixation des minraux argileux. Cette "impermabilit" des matriaux argileux est due la petite taille des particules argileuses, qui en dfinissant un milieu poreux trs fin, augmentent les pertes de charges, et aux interactions eau-particules qui rduisent la mobilit de l'eau. En contre-partie, les liaisons entre particules tant assures par des actions distance sur les molcules d'eau, sont faibles d'o les proprits de plasticit, de compressibilit de ces matriaux. Chaque sollicitation externe correspond un rarrangement des particules argileuses de telle sorte que les forces internes dues aux interactions particules-particules et eau-particules quilibrent les forces externes. Dans le cas d'une sollicitation mcanique on observe le phnomne de tassement, dans le cas d'une sollicitation thermique, le rarrangement des particules peut induire soit un tassement soit un gonflement du matriau dont le dveloppement peut remettre en cause l'intgrit et la prennit de la barrire ouvrage qui incorpore le matriau argileux. Ce mcanisme d'quilibrage des sollicitations externes par rarrangement des particules argileuses est fortement irrversible, ce qui signifie que la suppression de la sollicitation, et en particulier d'une sollicitation thermique, ne ramne pas le matriau dans un tat proche de son tat initial et donc qu'il peut prsenter des proprits trs diffrentes de celles qu'il possdait initialement

Ce comportement des matriaux argileux peut s'tudier en laboratoire. L'essai le plus simple qui permet cette tude est l'essai domtrique qui consiste appliquer une charge sur une prouvette de sol sertie dans une bague mtallique afin d'empcher toute dformation latrale. La pression interstitielle, u, est maintenue une valeur constante aux deux faces, suprieure et infrieure, de l'prouvette. Cette valeur est soit nulle, cas de l'essai domtrique courant, ou non nulle, cas de l'essai domtrique contre-pression. Dans ces conditions, la dformation verticale de l'prouvette est gale sa dformation volumique et l'chantillon est dans le mme tat qu'au sein d'un couche d'argile infinie, draine et uniformment charge.

Suite un chargement, on observe une dformation de l'prouvette diffre dans le temps. Cette dformation peut se dcomposer en au moins deux phases : la phase de consolidation et la phase de fluage.

Durant la premire phase, le rarrangement des particules, conduisant une rduction de l'indice des vides, implique une expulsion d'une partie du fluide interstitiel vers les faces draines de l'chantillon. En raison de la faible permabilit du matriau, cet coulement n'est pas instantan : c'est la phase de consolidation.

A l'issue de cette phase, le rarrangement des particules se poursuit en raison des proprits visqueuses des liaisons particules-eau-particules : c'est la phase de fluage. Cette dernire phase a une cintique beaucoup plus lente que la phase de consolidation.

En premire approximation, le nouvel tat d'quilibre atteint suite une sollicitation mcanique est l'tat de dformation la fin de la phase de consolidation. Ceci revient ngliger la phase de fluage. En raison de l'irrversibilit des dformations des matriaux argileux, si la sollicitation mcanique est infrieure la plus grande des sollicitations qu'a subi l'prouvette ou le sol, la phase de consolidation sera trs peu dveloppe. Si cette phase se dveloppe normalement, cela signifie que la sollicitation applique est suprieure aux sollicitations qu'a dj subies le matriau. La sollicitation marquant la transition entre ces deux comportements est appele contrainte de prconsolidation et est note a'p. En pratique, elle est comprise entre deux valeurs extrmes, a'p ^ et a'p ,, et est assimile la plus grande contrainte effective laquelle a t soumis l'chantillon de sol au cours de son histoire. Si a'p correspond la pression effective a'0 supporte par le sol en place, le sol est dit normalement consolid. Si o'p est suprieur a'0, le sol est dit surconsolid. Le rapport de la contrainte de prconsolidation sur la contrainte applique, dit rapport de surconsolidation que nous noterons R. (il est aussi not OCR), permet de quantifier l'tat de

- 25 -

consolidation d'un chantillon de sol, c'est--dire le rapport existant entre la sollicitation actuelle et la sollicitation ayant gnre l'arrangement actuel des particules.

1. TASSEMENT ET CONSOLIDATION A TEMPERATURE AMBIANTE

Un sol soumis des charges se dforme. Comme ces charges sont le plus souvent verticales, ces dformations sont particulirement marques dans la direction mme des forces appliques, forces qui s'ajoutent celle de la pesanteur : les dformations verticales du sol prennent alors le nom de tassement

L'essai domtrique ou unidimensionnel prsente deux avantages pour l'tude de la dformation volumique du sol:

- l'tat de contrainte subi par une prouvette de sol est assimilable celui auquel est soumis le matriau en place. En effet dans l'hypothse d'une couche d'argile infinie, horizontale, soumise la seule surcharge des terrains sus-jacents, la dformation latrale est nulle et l'tat des contraintes est dfini par le poids des terres sus-jacentes. Dans l'essai dom trique le frettage latral de l'chantillon est assur par le moule et l'tat des contraintes est dfini par l'application d'une charge uniformment rpartie sur la partie suprieure de l'prouvette.

- l'essai permet la mesure directe de la variation de volume et permet de relier cette variation la contrainte applique.

Par contre il ne permet pas un champ de contraintes isotropes du fait des conditions aux limites latrales (eh nul).

Le mode opratoire de l'essai et les mthodes d'interprtation des mesures effectues sont dfinis dans plusieurs documents. En l'absence d'une norme, on utilise le plus couramment le mode opratoire du L.P.C. (1985) ou ses versions antrieures (1970). Aprs une premire charge, c^, qui a permis de saturer l'chantillon sans gonflement, on augmente, toutes les 24 heures la charge avec un taux d'accroissement ((an+1 - aj/aj gal 0.5 jusqu' la pression de prconsolidation puis gal 1 au del. Un cycle dchargement-chargement lorsque la charge applique est proche de la contrainte de prconsolidation permet une meilleure dtermination des caractristiques du sol dans son tat normalement consolid. Pour chaque palier de charge, l'enregistrement de la dformation verticale en fonction du logarithme du temps caractrise la consolidation du matriau sous une charge donne.

La dformation sous charge constante d'un chantillon d'argile se divise en trois phases successives (fig. 2.1) :

- une phase de tassement instantan tassement qui est compltement achev au bout de quelques secondes ;

- une phase de consolidation primaire ; - une phase de fluage appele aussi consolidation secondaire. Nous prsenterons chacune de ces phases en indiquant les paramtres physiques qui les

caractrisent.

1.1. Tassement instantan

Il s'agit de la dformation qui se produit immdiatement aprs l'application d'une charge. On considre gnralement que ce phnomne est achev au bout de quelques secondes.

La consolidation se rduit une compression non draine. La pression du fluide interstitiel augmente tandis que son volume diminue. Elle reprend l'augmentation de contrainte totale due la nouvelle charge applique.

- 26 -

Ce tassement est attribuer la compressibilit du mlange air-eau saturant l'espace poral du sol et ventuellement l'lasticit du dispositif exprimental. Dans un premier temps l'coulement du fluide interstitiel n'exerce aucune influence sur la dformation du sol. FELIX (1981) a calcul, pour diffrentes charges, la variation de la surpression interstitielle maximale rapporte la charge applique en fonction du logarithme du temps. La valeur maximale est atteinte presque instantanment lorsque la charge applique est grande, et seulement au bout de quelques secondes pour une charge faible en raison d'une viscosit plus grande du squelette sous de telles charges. Ceci signifierait que la compressibilit apparente de la phase liquide entrane un report incomplet de la charge applique sur la pression du fluide. Exprimentalement, on peut considrer que la dformation instantane obit la loi de HOOKE et qu'elle est linaire et rversible en fonction de la charge applique. On peut donc dfinir un module d'lasticit :

dav 33 " ~ ~ h [17] dov : incrment de pression appliqu ; dh : variation instantane de hauteur de l'prouvette ; h0 : hauteur initiale de l'prouvette. Ce module est une fonction croissante de la charge applique (FELIX 1980).

1.2. Consolidation primaire Sous l'action de la charge applique, le fluide interstitiel est mis en pression au cours

de la phase du tassement instantan. Les conditions de pression constante aux limites de l'prouvette n'ayant pas chang, cette surpression cre un gradient hydraulique qui gnre un coulement du fluide interstitiel vers les frontires drainantes. Cette phase est aussi appele phase hydrodynamique : c'est la "filtration de l'eau interstitielle". Il se produit simultanment un transfert des contraintes du fluide au squelette solide pendant le drainage de l'eau, et un rarrangement textural qui se traduit par un tassement

Pendant la consolidation, les charges extrieures, donc la contrainte totale, restent constantes. Ceci se traduit par la relation de TERZAGHI : o = a' + u = constante [18]

donc do' + du = 0 [19] a : contrainte totale ; o': contrainte effective ; u : pression interstitielle.

Au dbut de la consolidation la surpression est entirement reprise par le liquide interstitiel, et se transforme peu peu en une augmentation de contrainte effective jusqu' ce que la pression prsente nouveau une rpartition hydrostatique (absence d'coulement). La figure 2.2 montre l'volution calcule des isochrones des surpressions interstitielles et des contraintes effectives, suite un incrment de charge.

La dure de cette phase est dtermine graphiquement sur la courbe (dh - lg t) et dpend des caractristiques physico-mcaniques du sol, des conditions de chargement et de drainage, et des rapports qui existent entre ces facteurs internes et externes.

Sa dure est d'autant plus grande que (FELIX 1980) : - la compressibilit du squelette est grande ;

27

Lg t (temps en s)

.Tassement instantan

Consolidation

Compression secondaire

t Tassement

Figure 2.1 : Courbe domtrique.

pourcentage de la charge applique AO"=3i5kPa o 15 i i

30 5 60 75

surpression interstitielle 0 A0 80 120 160

90 -I

285 kPa 1 t=0.Hs 2 t=0/6s

t=0,93s 1 = 1,873 1=3,75 3 t =7,5 s t =15 s

8 t =30 s 9 t=1 mn

10 t =2 mn 11 t-A mn 12 t =8 mn 13 t = 16 mn M t =32 mn

240 200 160 120 contrainte effective

35 kPa

Figure 22 : Isochrones caractristiques de Pargile de Cubzac-les Ponts sous un charge de 320 kPa (B. FELIX, 1981).

- 28

- la permabilit du sol est faible. Lorsque la temprature augmente, la viscosit diminue rapidement et corrlativement la permabilit des sols augmente ; on a d'aprs SCHNEEBELI (in PHILIPPONNAT 1977) :

T + 20 KT - K2 0 [ 2 0 ]

40

- la viscosit du liquide interstitiel est grande ; - la rsistance structurelle est grande. Cette rsistance structurelle correspond la

pression critique de consolidation, c'est dire la pression pour laquelle un sol normalement consolide retrouve une compressibilit significative.

La rsolution de l'quation de TERZAGHI donne une solution o le temps ncessaire pour atteindre un degr de consolidation dtermin (rapport du tassement enregistr au tassement final l'quilibre) est proportionnel au carr de la longueur du chemin de drainage. Cette proprit a fourni beaucoup d'exprimentateurs la possibilit de vrifier dans quelles conditions et dans quelles limites "la filtration du liquide interstitiel" rgissait seule la premire phase de la consolidation.

Avec des chantillons de deux argiles remanies et sur deux silts intacts, YU ABELEF (in FELIX 1980) a compar la hauteur des chantillons et la racine carr du temps ncessaire pour atteindre un degr de consolidation quelconque. La linarit entre H et / t est observe jusqu' un degr de consolidation gale 0,75-0,85. On peut conclure sur cet exemple que la filtration rgit l'essentiel de la consolidation pendant une longue priode qui correspond une fraction importante du tassement final. A partir des rsultats d'essais sur des prouvettes de hauteurs diffrentes qui prsentent la mme pente de fluage, FELIX (1980) a montr que ce dernier n'est pas d l'coulement diffr du liquide interstitiel mais aux caractristiques visqueuses du squelette.

Le coefficient de consolidation, Cv, facteur qui apparat dans la thorie de la consolidation, permet de relier le temps de tassement l'paisseur de la couche de sol tudi. Il est dfini par :

( TV .L* ) c v = [21]

Tv : facteur temps, fonction du degr de consolidation U ; L : longueur du chemin de drainage: h/2 si drainage sur les deux faces (h tant l'paisseur de l'chantillon) ;

t : temps ncessaire pour obtenir un degr de consolidation U. Deux mthodes graphiques sont couramment utilises pour dterminer ce coefficient :

- la mthode de CASAGRANDE, fonde sur une reprsentation dh = f(lg(t)) et qui est la plus utilise (fig. 2.3b) ;

-la mthode de TAYLOR qui repose sur l'exploitation du diagramme dh = f(Vt) (fig. 2.3a). Son interprtation s'appuie sur 60% du tassement enregistr au lieu de 100% pour la mthode de CASAGRANDE et donne des valeurs de Cv sensiblement moins influences par les effets de fluage (et par consquent simplifie les problmes de similitude poss par l'essai domtrique). Cependant la dtermination de Cv ncessite un alignement des points exprimentaux sur 60% du tassement, ce qui n'est pas toujours observable.

29

!5 d o d50 2 a o

l/l 6! D

j i vj IUU

df

S * . l\

C

t s o \

,

'100

VtTmn) 0,1 1 10 loo 1000 |gt(mn)

Figure 2.3 : Methode pour la mesure du coefficient de consolidation Cv, (a) par la racine carr (Taylor), (b) par le logarithme (Casagrande).

10 ara l e 16

IO"1 10*' 1 10 10* 10' 10* 10' 10* 10' (min)

Figure 2.4 : Dformations de consolidation calcules et mesures pour diffrentes charges constantes (B. FELIX, 1981).

.pente Cs

pente Ce

un jour

tf'vo p

Figure 2.5 : Courbe de compressibilit domtrique,

Igtf'v

30

Le coefficient de consolidation obtenu pour une charge donne par la mthode de CAS AGRANDE est gal :

0,197 . La Cv = [22]

tso t5 0 : temps de demi consolidation en secondes ; L : longueur du chemin de drainage ; Tv = 0,197 pour 50% de consolidation. L'valuation du temps t50 de demi-consolidation est tributaire de la dtermination de

to correspondant la fin de la phase de tassement instantan. En pratique, il est dtermin par une approximation parabolique de la premire partie de la courbe de consolidation. On utilise aussi les valeurs de tioo, temps en fin de consolidation primaire, qui caractrise naturellement et avec exactitude la dure du phnomne d'limination des surpressions interstitielles bien qu'il dpende aussi partiellement du phnomne de fluage conscutif. Ses valeurs seraient moins disperses que celles de ts0 (FLEUREAU 1979).

1.3. Consolidation secondaire et fluage

C'est la troisime phase de la dformation. On observe l'existence d'une visc