comportement hydrique et i~volution structurale et texturale des ...

Clay Minerals (1986) 21, 9-29

C O M P O R T E M E N T H Y D R I Q U E ET I ~ V O L U T I O N S T R U C T U R A L E ET T E X T U R A L E D E S MONTMORILLONITES AU COURS D'UN CYCLE DE D E S S I C C A T I O N - H U M E C T A T I O N : P A R T I E I. CAS DES MONTMORILLONITES CALCIQUES H.

BEN

RHAIEMt,

D.

TESSIER*

ETCH.

H.

PONS

Laboratoire de Cristallographie (UA 810), Universit~ d'Orldans, 45046 Orleans Cedex, et *INRA, Station de Science du Sol, 78000 Versailles, France (Received 17 October 1985) RI~SUMt~: L'~volution structurale et texturale ainsi que le comportement hydrique de deux montmorillonites-Ca (Wyoming et grecque) ont ~t~ &udi~s par microscopic ~lectronique fi transmission (MET) et plus pr~cis~ment par analyse de la diffusion aux petits angles des rayons X (DPAX). L'~tude au MET a permis de montrer qu'/l faible contrainte, le mat~riau est form~ par un r~seau de particules d~formables d~limitant des pores de grandes dimensions (~2 #m). L'6tude en DPAX des m~mes syst~mes soumis fi une contrainte de type succion a montr~ que: 1. Lors de la premiere dessiceation il y a d'abord d~formation du r~seau sans regroupement des particules (p 1 bar). On montre aussi que l'eau est essentiellement extraite de la porosit~ interparticulaire. 2. Lors de la r~hydratation, on met en ~vidence qu'apr~s dessiccation le syst6me perd une grande partie de son aptitude ~, reprendre de l'eau et que cette perte est d'autant plus importante que le niveau de dessiccation pr~alable a &~ ~lev6. Ceci est dO au falt qu'une partie de la porosit~ est r~duite fi des espaces ayant la propri~t~ de l'espace interfoliaire. A B S T R A C T : The structural and textural changes and swelling behaviour of two Camontmor]llonites (Greek and Wyoming) were studied by TEM and small-angle XRD. When examined by TEM at low stress, the texture was a network of particles enclosing large-size pores (~ 2 #m). XRD examination of the clays under suction showed that: 1. When first dried, the network changed configuration without coalescence of the particles (p ~< 1 bar). Afterwards, the particles became bound face-to-face and formed thicker groupings (p > 1 bar). Water was also found to be derived essentially from inter-particle porosity. 2. During rehydration the desiccated system had lost, to a great extent, its ability to recover water, this loss being greater the higher the preliminary desiccation. This is due to the fact that porosity was confined in part to spaces which had the same property as the interlayer space.

A u niveau de la structure des sols, il est clair que les argiles j o u e n t un r61e sp6cifique qui n'est pas seulement dfi fi leur propri6t6, c o m m u n e fi b e a u c o u p de constituants des sols, de p o u v o i r capter et retenir l'eau. Le fait i m p o r t a n t est que cette prise, ou ce d6part d'eau, s ' a c c o m p a g n e g6n6ralement d ' u n e modification du v o l u m e a p p a r e n t et qu'elle se traduit, fi diff6rentes 6chelles, par une r 6 o r g a n i s a t i o n du mat6riau ( C o n c a r e t , 1967; H6nin, 1971; Millot, 1964; M o n n i e r et al., 1973; P6dro, 1976; R o b e r t s o n et al., 1982; Tessier, 1984). En outre, fi c6t6 de la nature et de la quantit6 d'argile, les conditions climatiques j o u e n t un r61e t Adresse permanente: Ecole Normale Sup6rieure de Bizerte, 7021 Jarzouna Bizerte, Tunisie. 1986 The Mineralogical Society

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H. Ben Rhaiem et al.

essentiel dans la dynamique de l'eau et, par lfi m~me, interviennent sur les caract6ristiques du syst6me tout entier. Elles sont, en outre, fi l'origine des contraintes qui d&erminent la r6partition de l'eau au sein de la phase solide. I1 est certain que l'&ude du comportement des sols ne peut &re faite en une seule &ape. Mais, si l'on s'en tient au seul cas des argiles, c'est-~-dire les constituants de la phase la plus active, et fi l'6volution de leur organisation au cours de la dessiccation et de l'humectation (Tessier & P6dro, 1976; Tessier et al., 1980), il devient possible d'apporter un certain nombre d'616ments permettant de mieux comprendre les probl6mes li6s au comportement des argiles dans les sols (Tessier, 1984). Dans le cas des argiles, si l'unit6 structurale de base (feuillet) ainsi que les modes d'empilements de ces feuillets sont relativement bien connus aujourd'hui (M6ring, 1975, Brindley & Brown, 1980; de la Calle, 1977; de la Calle et al., 1984), la connaissance de la taille et de l'assemblage de ces empilements pour les fortes hydratations ainsi que leur 6volution lors de cycles de dessiccation-humectation sont beaucoup moins d6velopp6es. Pour caract6riser l'6volution de ces argiles sous contrainte hydrique, il est alors apparu rapidement qu'il &ait indispensable d'avoir une vision continue des niveaux d'organisation depuis la dizaine d'Angstr6ms jusqu'~ quelques microns, c'est-fi-dire depuis l'arrangement structural entre feuillets jusqu'fi la taille des premiers agr6gats. Pour atteindre les diff6rents niveaux d'organisation, il est alors n6cessaire d'associer les conclusions de plusieurs techniques physiques. En particulier, il a 6t6 montr6 (Tessier & Berrier, 1978; Pons et al., 1981; Tessier, 1984) que l'association des observations faites en microscopic 61ectronique fi balayage (MEB) ou h transmission (MET) et des r6sultats obtenus en diffusion aux petits angles des rayons X (DPAX) permettait une description continue de la structure et de la texture depuis l'arrangement entre feuillets jusqu'~ l'organisation texturale. Dans ce travail, nous nous attacherons plus particuli6rement fi pr6ciser le comportement lors d'un cycle de dessiccation-humectation de smectites (type montmorillonite) dans le cas o6 le cation compensateur est le calcium. I1 sera d'autre part mis en 6vidence l'6volution de la r6partition de l'eau dans un tel syst6me ainsi que l'6volution de la porosit6. A l'aide des r6sultats obtenus en microscopie 61ectronique fi transmission, nous donnerons une signification physique aux param6tres d&ermin6s en diffusion des rayons X. En particulier, nous tenterons de mettre en 6vidence l'int6r~t d'avoir un langage commun pour d6crire et d6signer les r6gions oti existent un parall61isme plus ou moins important entre les feuillets d'une smectite fi forte teneur en eau. Dans de nombreux articles concernant les relations eau-argiles, il semble en effet exister un nombre important de termes pour les caract6riser: tacto'ide (Blackmore & Miller, 1961), domaine (Aylmore & Quirk, 1959), quasi-cristal (Quirk & Aylmore, 1971), unit6s morphologiques (Tessier, 1978), particules (Pons et aL, 1981).

RAPPELS SUR LE PHI2NOMI~NE DE DISPERSION INTERPARTICULAIRE: ROLE DES DIFFI~RENTS PARAMI~TRES Lorsque l'on met une argile s6che en pr6sence d'eau, on peut constater que l'6chantillon 'prend' une quantit6 d'eau relativement importante. Cette quantit6 d'eau totale prise par l'argile correspond alors ~t: 1. L'eau due fi la p6n&ration des mol6cules d'eau entre les feuillets constituant une

Comportement hydrique des montrnorillonites-Ca

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particule* (hydratation intraparticulaire). Cette quantit6 d'eau peut &re importante (cas des montmorillonites sodiques), limit6e (cas des smectites calciques) ou nulle (cas des kaolinites). 2. L'eau due ~, la p6n&ration des molecules d'eau entre les particules ~l~mentaires (eau interparticulaire). La propri&6 commune ~t toutes les argiles est donc de gonfler par p6n&ration de cette eau dans le mat6riau pour former des solides hydrat6s ou des gels. Par agitation m6canique dans l'eau, on peut aboutir ~t une suspension plus ou moins stable. Inversement, lorsque l'on 6vapore progressivement la suspension ou que l'on exerce une contrainte (pression, temp6rature, etc.) tendant ~ extraire l'eau du min6ral, les argiles ont la propri6t6 de s'agglom6rer et, en prenant en masse, de former des agr6gats plus ou moins durs. On observe donc une 6volution consid6rable des propri&6s rh6ologiques qui caract6risent les mat6riaux argileux. Diff6rents travaux (Banin & Lahav, 1968; Van Olphen, 1977; Norrish, 1954; Barshad, 1953; Quirk, 1968; Tessier, 1978; Pons, 1980; Ben Rhaiem, 1983) ont montr6 que l'aptitude ~t l'hydratation d~pendait, outre la capacit6 d'6change externe et la nature du cation compensateur, de deux facteurs: (i) la forme et la taiUe de la particule argileuse de 'd6part', c'est-~,-dire ceUe que l'on rencontre aux plus grandes teneurs en eau; (ii) l"histoire' du min6ral, en particulier le niveau de dessiccation auquel il a 6t6 soumis.

R 61e de la particule argileuse 'de ddpart' Pour qu'il n'y ait pas de confusion au niveau des termes utilis6s, nous employerons le terme de particule argileuse de 'd6part' pour d6erire la particule argileuse dans l'~tat de dispersion maximum, c'est-~-dire correspondant ~ l'&at le plus hydrat6. Pour expliquer et comprendre le cycle de dispersion et de prise en masse, commun toutes les argiles, ainsi que le r61e st6rique important que joue la particule argileuse de 'd~part', nous reprendrons les conclusions de Tessiert (1978) concernant une montmorillonite calcique. Description et organisation des particules argileuses de 'ddpart' aux fortes teneurs en eau. Aux fortes teneurs en eau, les particules argileuses de 'd6part', dans le cas d'une montmorillonite calcique sont des entit~s ayant de grandes dimensions lat6rales (>2 pro) mais une faible ~paisseur. Le hombre de feuillets constituant ces particules varie entre 10 et 20 (Banin & Lahav, 1968; Van Olphen, 1977; Pons et aL, 1982). Elles d6veloppent done une grande surface externe et sont beaucoup plus souples que celles que l'on peut rencontrer dans les illites ou les kaolinites. L'6chantillon, dans son ensemble, serait, selon ce travail, alors organis6 selon le sch6ma de la Fig. 1. L'association des particules reposerait sur des interactions entre particules de 'depart' de type bord-bord ou bord-face. Evolution du matdriau au cours de la dessiccation. Pour expliquer d'une mani~re qualitative l'6volution de ce type de mat6riau au cours de la dessiccation, les 6tudes faites au MEB par Tessier (1978) montrent que l'on doit tenir compte non seulement de l'existence de liaisons entre les particules de 'd6part' mais aussi du fait que ces particules sont ddformables et peuvent s'associer face ~ face. * La particuled6signe|a r6gionoff existeun parall~lismeplus ou moinsimportantentre les feuitlets. ~"Dans ce travail, Tessier emploie le terme d'unit+ morphologique. Ce terme d6signe dans notre cas la particule argileusede 'd6part'.


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1

FxG. 1. Sch&na de l'6volutionde l'organisationtexturale pour la montmorillonite-Caau cours de la dessiccation. (D Porosit6 entre particules arileuses. (~) Particules de 'd6part' (d'apr6s Tessier, 1978). L'6volution de la structure du mat6riau au cours du s6chage ne se ferait pas par rupture des liaisons entre les particules mais serait due essentiellement h une contraction du r6seau tridimensionnel ddformable (Fig. 1).

R61e de l"histoire du matdriau' De nombreux travaux (Croney & Coleman, 1954; Aylmore & Quirk, 1962) ont montr6 que le comportement hydrique d'une argile d6pend largement de la contrainte hydrique maximale subie par le mat6riau ~t un moment donn6 de son histoire. Tessier et al. (1980) ont, d'autre part, 6tudi6 le comportement des smectites au cours de la dessiccation et de la r6humectation par mesure des teneurs en eau des 6chantillons. Le r6sultat essentiel de cette &ude est qu'apr6s une premi6re dessiccation, on ne revient pas, apr6s une r6humectation durant une semaine, ~ la teneur en eau des p~,tes de d6part. Par exemple, lorsque les 6chantillons sont r6humect6s au maximum, on ne fixe environ que 50% de la teneur en eau avant tout s6chage. Les conclusions de ce travail mettent en 6vidence que, pour une smectite-Ca, la dessiccation entrainerait un rapprochement des particules argileuses de 'd6part' pour former des particules argileuses de plus grande 6paisseur. Ces travaux ayant permis d'une mani6re qualitative de mettre en 6vidence l'importance de ces deux param&res, il restait ~t pr6ciser de rnani~re quantitative: d'une part, la structure et l'organisation de ces particules de 'd6part'; d'autre part, le mode d'association de ces particules au tours d'une contrainte plus ou moins importante; enfin, le r61e du niveau de contrainte maximum auquel a 6t6 soumise une telle argile. PRI~PARATION

DES t~CHANTILLONS HYDRIQUE

ET FIXATION

DE L'I~TAT

Les argiles retenues darts ce travail sont des mat~riaux purifi6s qui sont extraits d'6chantillons naturels. Or, les conditions d'extraction et, d'une mani~re plus g6n~rale, le

Comportement hydrique des montmorillonites-Ca

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mode de pr6paration des 6chantillons peuvent influer notablement sur le r6sultat qui va ~tre enregistr6 au laboratoire ~t partir des diff6rents 6chantillons argileux. I1 convient donc de poser le probl6me de l'dtat de d@art et, par l~-m~me, du mode de prdparation des gchantillons.

Ddfinition d'un &at de d@art Prdsentation d'ensemble. D'un mani6re g6n6rale, l'6tude des argiles en vue d'appr6hender leur eomportement peut ~tre envisag6e essentiellement suivant deux types d'approches: la premi6re consiste ~ tester le comportement global de mat6riaux naturels, dans des conditions aussi proches que possible de celles correspondant &leur 6tat in situ; la seconde vise/t reproduire exp6rimentalement le comportement de mat6riaux mod61es, afin d'obtenir des r6f~rences relatives ~ des mat6riaux bien d6finis; ceci afin de pr6ciser les m6canismes mis en jeu au tours des 6volutions enregistr6es en laboratoire. Darts le premier type d'approche, il s'agit avant tout de rendre compte du comportement r6el du mat6riau. Aussi, m6me si l'6tat de r6f6rence n'est pas vraiment connu au d6part, il faut avant tout 6viter les perturbations irr6versibles. En revanche, dans le cas d'6tudes purement exp6rimentales r6alis6es en vue d'isoler des param6tres caract6ristiques et de les faire varier, on est amen6 ~t purifer les mat6riaux et ~t les rendre aussi homog6nes que possible. Dans ces conditions, l'exp6rimentateur est conduit ~t fixer lui-m6me l'6tat de d6part. Le mode de pr6paration constitue alors un point important de l'6tude, et c'est la raison pour laquelle il dolt se d6rouler en s'appuyant sur quelques prineipes g$n6raux. Principes en rue de la pr@aration des argiles. Les argiles que nous avons retenues sont issues de mat6riaux provenant du milieu naturel et renferment de ce fait des impuret6s qui doivent ~tre 61imin6es. La majeure partie de l'argile se trouvant dans la fraction < 2/~m, la s6paration se fait g6n6ralement par s6dimentations successives ~i partir d'une suspension d'argile dispers6e (loi de Stockes). Deux conditions sont pr6alables h la dispersion, c'est-h-dire ~ l'obtention d'une~ suspension stable dans l'eau. La premi6re implique de saturer la capacit6 d'6change de l'argile par un cation monovalent, tel que le sodium. La seconde est de provoquer une agitation m6canique; cette derni6re op6ration s'av6re absolument indispensable. En fait, cette phase initiale de la pr6paration vise non seulement ~t s6parer les particuies (et 6ventuellement h les recueillir) suivant leur taille, mais surtout ~t supprimer les liens privil6gi6s qui se sont 6tablis entre les particules au cours de l"histoire du mat6riau'. En revanche, l'op6ration de dispersion ne doit pas pour autant briser les particules de 'd6part' qui sont caract6ristiques du mat6riau. Ce sont de tels 616ments qui nous ont servi de guide pour la pr6paration de nos 6chantillons, en veillant ~t ce que les conditions soient aussi standardis6es que possible. En outre, nous avons 6vit6 tout traitement acide ou basique qui alt6rerait la structure cristalline, ou encore les traitements chimiques ou m6caniques tels que la dispersion ~t l'h6xam6taphosphate de sodium ou le recours aux ultrasons, qui peuvent laisser des traces ind616biles sur le min6ral. Pr@aration des argiles. R~alisation pratique. L'extraction et la pr6paration des 6chantillons se font suivant le protocole pr6conis6 par Robert & Tessier (1974). Le mat6riel brut est d'abord plat6 clans un r6servoir off l'argile est rendue sodique par agitation m6canique au sein d'une solution de NaC1 (1 mole 1-1). Ensuite, grfice ~t une s6rie


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de lavages ~t l'eau distill6e, on provoque la dispersion de l'argile qui est alors mise ~i s6dimenter. Au bout de 24 h, les particules < 2 #m sont recueillies ~i une profondeur d&ermin+e d6pendant de ta temp6rature ambiante. La suspension ainsi extraite est ensuite flocul6e par addition d'une solution saline de CaC12 1 mole 1-1. Apr6s trois lavages successifs, l'argile est lav6e quatre fois par centrifugation au contact d'une solution du chlorure correspondant et t~ la concentration saline pr~vue lors de l'exp~rimentation. Enfin, l'argile ainsi pr6par6e est homog6n6is6e par agitation m6canique ~ l'aide d'un moteur 6quip6 d'une h61ice et ~i une teneur en eau qui correspond 5. un &at de pg~te ou de gel. Elle est alors stock6e dans un r6frig6rateur ~, environ 4~ afin de limiter en particulier le dbveloppement des algues et d'6viter une 6ventuelle hydrolyse du min6ral. Ce sont de telles pates qui constituent nos mat6riaux de d6part.

Fixation de l'dtat hydrique et protocole expdrimental A partir d'une pate argileuse de d6part, nous pr6parons des g~teaux dont l'6paisseur et le diam&re sont, dans le cas le plus g6n6ral, respectivement de 1 cm et 2.5 cm. Les g~teaux subissent alors un cycle complet de dessiccation, puis de r6hydratation (Tableau 1). Ils sont d'abord laiss6s en 6quilibre avec une pression externe dans un dispositif de filtration (0.032 ~ I bar) ou sur une presse h membrane (10 et 25 bars). A partir de cette derni6re valeur de la pression, les 6chantillons sont ensuite plac6s dans une enceinte close et

TABLEAU 1. Contraintes utilis6es lors du cycle dessiccation-humectation. pF

pate

aw

pate

P(bm p~.te Wyoming-Ca* et Grecque-Cat

t~

I 1.5 0.999

m

"f 3

I I I-------~-I

Wyoming-Ca

4.5

I 6

0.992

0.98

0.484

I

0.9993

0.032

I I

4

10 I I I,~ f I I I i < I J I I

aw= *

t

(

I I I I I i

Presse

Ii i

membrane

= logarithme de la pression exprim6e en cm d'eau (Schofield, 1935) activit6 de l'eau 3+ 2+ + ($193"96 A10"04 )(A1 1"53 Fe 0'18 M g0"26 T1"4+ 0"01 )O 10 (OH) 2 (Ca 0"17 K 0'01 ) " "4+ 3+ 2+ 2+ N a 0.03 + ) Sl A1 A1 TI Fe Fe M )O (OH) ( 3"923 0"077)( 1'459 0"018 0"039 0"045 go.382 10 2 (Ca 0.1s

pF

I

I I I I I I I I I I

i

I J

1000

; t

I I I r I

Disposifif d'ultrafiltration

25

i tI I i

Pression partielle de vapeur d'eau


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laiss~s en contact avec une pression partielle de vapeur d~termin~e (Tessier, 1984). En proc~dant de la sorte, on obtient la courbe de premidre dessiccation. Par la suite, ~t partir d'une contrainte maximale d&ermin~e obtenue apr6s une premiere dessiccation, les argiles ont pu ~tre r~humect~es jusqu'~t P = 0.032 bar en les plaqant d'abord dans la presse ~ membrane (P = 10 bars), puis dans le dispositif de filtration (P = 1 bar) et enfin/t la pression finale (0-032 bar): c'est ce qui constitue la seconde &ape exp~rimentale qui est la phase de rdhumectation de l'argile. L'ensemble des r~sultats pr~sent6s a donc &~ obtenu en r~humectant les ~chantillons de faqon tr~s progressive. Echantillons ~tudi~s. Dans ce travail, nous nous sommes plus particuli~rement int~ress~s au comportement hydrique de deux montmorillonites-Ca de provenances et de charges diff~rentes: la montmorillonite du Wyoming de charge 0.35 par 1/2 maille et la montmorillonite grecque de charge 0.40 par 1/2 maille. Les formules structurales ainsi que les di~T~rentes contraintes auxquelles elles ont ~t~ &udi~es sont report~es dans le Tableau 1. MI~THODE D'INTERPRt~TATION ET SIGNIFICATION PHYSIQUE DES PARAMI~TRES STRUCTURAUX DI~TERMINISS EN DPA I1 existe plusieurs m&hodes d'analyse de la diffusion aux petits angles des rayons X (Guinier, 1964; M6ring & Tchoubar, 1968). I1 appara~t cepedant que ces diff~rentes m~thodes d'analyse ne sont directement applicables que lorsque ta diffusion centrale se limite ~t un domaine restreint de l'espace r~ciproque autour du noeud 000 et lorsque le d~sordre au sein des particules est faible. Lorsque la diffusion centrale produite par les particules rejoint sans s'annuler le domaine de Bragg correspondant fi la premiere r~flexion 001 et que le d~sordre structural au sein des particules est important, le chevauchement des lois relatives fi chacun des domaines emp~che par ces m&hodes toute interpr&ation quantitative (Pons, 1980). Dans ce cas, il est prefbrable d'utiliser la m&hode indirecte qui consiste ~t comparer la courbe d'intensit~ exp6rimentale ~ une courbe d'intensit6 th~orique obtenue ~ partir d'un module structural (Pons et aL, 1981 ; Saez et aL, 1983). Dans le cas des phyllosilicates 2:1, l'616ment constitutif de base de toute structure est un feuillet dont les dimensions dans le plan sont toujours grandes par rapport ~ l'~paisseur. La particule sera alors formic par l'empilement d'un nombre M de feuillets identiques et parall~les quel que soit le degr~ d'ordre dans la succession des feuillets au sein de cette particule (en particulier dans la direction perpendiculaire aux plans des feuillets). Les dimensions des feuillets dans leur plan &ant grandes, c'est / t c e pararn~tre M e t par cons6quent ~t l'epaisseur de ces empilements (ou particule) que l'intensit~ sera sensible dans la r~gion de l'espace r6ciproque proche du noeud (000) (Pons et aL, 1981). C'est, en particulier, ce param&re qui permettra de suivre l'association de particules face-face pour former des particules plus 6paisses lors de la dessiccation. Si l'on s'attache ~t present ~t la structure interne de cet empilement (ou particule), elle sera caract6ris~e par une s~rie de distances entre feuillets parall~les, di, intervenant avec les probabilit6s p~. Ceci signifie qu'au sein de la particule, chaque feuillet est s~par~ de son premier voisin par une distance qui peut &re diff~rente selon la paire de feuillets choisie. Dans le cas des smectites hydrat~es, ces distances peuvent prendre des valeurs correspondant h l'insertion de un couche, deux couches ou trois couches d'eau entre feuillets adjacents (M6ring, 1946; Pons et al., 1981) et m~me ~ un nombre plus important de mol6cules d'eau pouvant entraJner des distances entre feuillets adjacents


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6gales ou sup6rieures a 30 ,/~. L'existence de ce dernier type de distance traduit une porosit+ interne aux particules dont nous pr6ciserons la nature au p. 19 (Pons et al., 1981; Ben Rhaiem, 1983). La pr6sence de chacune de ces distances dt (hydratation bien d6finie ou porosit6 interne) au sein de l'empilement (ou particule) se traduira dans le mod61e th6orique par une probabilit6 d'existence Pl. Ce sont pr6cis6ment ces probabilit6s d'existence qui vont nous permettre de suivre ce que nous appelons l'dvolution structurale de l'6chantillon au cours des cycles de dessiccation-humectation.

Rappel des expressions utilis&s pour le calcul des intensitds thdoriques Compte tenu des hypotheses simplificatrices que l'on peut introduire dans le cas des smectites (Pons et al., 1981), l'intensit~ diffus6e par de tels syst~mes est donn~e par l'expression 1

IF(S)l 2

l(s) - - - 2 n~ s2

~ c~(M)G(s, M, pi, di)

off s est le vecteur de diffusion defini par s = 2 sin 0/2, fl est l'aire de la maille plane, ~F(S)~ est le carr6 du facteur de structure dans la direction perpendiculaire aux plans des feuillets, t~(M) la distribution pond6rale en 6paisseur des particules et G (s, M, pt, dr) est la fonction de modulation d6finie par M6ring (1949). La fonction de modulation peut se mettre sous la forme:

[ M 1M - n G(s,M, Pi, di)= 1 + 2 R e [ Z . = 1 ~ Q M ( s , p , ,

di)

] l

off Q(s,pi, di) est une fonction complexe qui traduit la nature de l'interf6rence entre deux feuillets adjacents (M~ring, 1949; Guinier, 1964; Planqon, 1976; Pons, 1980; de la CaUe, 1982). Dans le cas qui nous int6resse, c'est-~-dire lorsque le passage d'un feuillet au suivant peut se faire ~ l'aide de r translations d l , d 2 . . , d r intervenant avec les probabilit6s P p P z . . . Pr, la fonction Q(s, Pi, d~) prend alors la forme (M6ring, 1949):

Q(s)=Zirlpiexp(2zrisdi)

avec

Z i =r l P i = 1.

En pratique, la comparaison entre courbe exp~rimentale et courbe th6orique est obtenue par une m6thode d'essais et erreurs. Pour le cas particulier des montmoriUonites, le facteur de structure &ant connu (Pons et al., 1980) par une s6rie d'essais successifs (Pons et aL, 1981; de la Calle, 1982; Saez et al., 1983), on peut affiner simultan6ment le nombre M de feuillets par particule ainsi que la s~rie des distances d~ et leurs probabilit6s P r

Signification physique des param~tres structuraux ddterminds en DPA Comme nous venons de le voir, l'analyse quantitative des courbes obtenues en DPA doit nous permettre d'acc+der au param&re M caract~risant l'~paisseur des particules. I1 est cependant important avant de poursuivre de se poser deux questions: 1. Le mot particule utilis~ pr~c~demment d~signe-t-il la particule argileuse de 'd~part', c'est-~t-dire l'~paisseur des parois des pores ou bien d~signe-t-il un ~l~ment constitutif de cette particule de 'd~part'?


17

2. Les courbes de diffusion aux petits angles ne laissant pas soupqonner une interaction entre particules, quel est l'ordre de grandeur de la porosit6 interparticulaire? Pour r6pondre ~t ces questions, il faut pouvoir utiliser une technique permettant d'acc6der & une 6chelle plus grande des distances. Pour cela, nous avons adopt6 la microscopic 61ectronique & transmission et compar6 les r6sultats avec ceux de la DPA. Dans ce qui suit, nous prendrons comme exemple celui de la montmorillonite grecque-Ca soumise &une pression de 0-032 bar. Paramktres obtenus ~ partir de la DPA. Sur la Fig. 2, nous avons, ~ titre d'exemple, repr6sent6 la courbe exp6rimentale obtenue ainsi que le meilleur accord avec la courbe th6orique. Les param+tres d~termin6s (Tableau 2) montrent que l'6chantillon est constitu6 de particules comprenant en moyenne 30 feuillets mais dont la structure interne est d6sordonn6e. Celle-ci est form~e par un ensemble de sous-empilements ordonn6s (Pons et al., 1981) constitu6s de rfi feuillets hydrat6s & 3 couches d'eau s6par6s les uns des autres par des feuillets hydrat+s ~t 2 ou 4 couches d'eau ou bien par des espacements entre feuillets de l'ordre de 40 A. Chaque particule a en moyenne 600 A d'6paisseur. La Fig. 3 donne une sch6matisation de la structure interne d'une telle particule ~t partir des donn6es de diffusion des rayons X. Description de la texture des dehantillons ~ partir des cliches de MET. Les Figs 4 et 5 permettent de pr6ciser les diff6rentes notions concernant l'organisation texturale d'un tel 6chantillon. En particulier, on peut pr6ciser la notion de particule de 'd~part'. Pour cet 6chantillon, la particule de 'd+part' (Fig. 4) est une unit6 dont les dimensions dans le plan sont grandes par rapport &l'6paisseur (500-700 A). En observant un peu plus en d6tail, on peut constater que ces diff6rentes particules sont reli6es entre elles par des liaisons qui sont en tr+s grande majorit6 des liaisonsface-face. On

m

4-

3

o

o.o2

o.b4

0,'06

s"

FIG. 2. Accord entre courbe exp~rimentale (...) et courbe th~orique ( l'6chantillon de montmorillonitegrecque-Ca (0.032 bar).

) obtenu pour

18


TABLEAU 2. Taille des particules et probabilit6s de distance d&ermin6es/~ partir des mesures de diffusion aux petits angles. Dessiccation p (bar) 0-032 G,~

.= ~

g

Humectation

1

10

1000

I0 ~ 1

10~0.032

1000 ~ 10

1000 ~ 1

1000~0-032

170

90

M

55

55

225

400

65

65

250

m

7-8

7-8

8-9

11

7-8

6-7

8-9

p~ p:r p~ p~

0 0.10 0.57 0-27

0 0.10 0.57 0-27

0 0.10 0.60 0.25

0.18 0.72 0.10 0

0 0.12 0.54 0-25

0 0.12 0.57 0-25

0 0.10 0.60 0.24

0 0.10 0.60 0.24

0 0'10 0.60 0-24

P35~

0.06

0.06

0.05

0

0.09

0.06

0.06

0.06

0.06

)1~

30

30

70

320

n]

6-7

6-7

7-8

8 9

p~ p:r p~ p~

0 0.15 0-59 0.20

0 0'15 0.59 0.20

0 0'12 0.56 0.26

0-27 0'67 0.06

P35A

0.06

0.06

0.06

0

2

'~'ooo*=.

8

P~c,P~c,P~c,P~c, P3~A = probabilit6s relatives ~ 1, 2, 3, ou 4 couches d'eau entre deux feuillets adjacents et la porosit~ interne de 35 A

9 . . . . . . . . . . . . . . .

q|ti

M,v50 feuillets 3

4 ~=

FIG. 3. Sch~matisation de la structure interne aux particules. ( ~ FeuiUet. (~) Eau interfoliaire. (~) Porosit6 lenticulaire. (~)Distance entre feuillets hydrat6s ~. 1,2, 3, 4 couches d'eau.


19

peut, en outre, remarquer leur grande courbure, ce qui signifie qu'elles sont particuli6rement flexibles (Fig. 4, zones 1 et 2). Enfin, elles forment un r6seau de pores de grandes dimensions (> 0.5/~m) compar6es fi leur 6paisseur. Enfin, sur le plan de la structure interne de ces particules, on remarque (Fig. 5) l'existence, au sein m~me de ces particules, de pores de faible 6paisseur (~ 40 A) que nous appelerons lenticulaires. Signification physique des diff$rents param~tres. En comparant les informations recueillies par les deux techniques, on peut donner une signification plus physique aux param&res d6termin6s par diffusion aux petits angles des rayons X. La particule, caract~ris~e par un nombre moyen M de feuillets, correspond fi la particule argileuse de 'd~part'. Pour ces syst6mes calciques, c'est donc celle qui d~limite les parois des pores de grande dimension (> 0.5/tm). La porosit6 entre les particules &ant, en dimension, d'un ordre tr6s sup6rieur fi celui de l'6paisseur entre parois, les interactions entre particules seront n6gligeables. Les distances de l'ordre de 35 ,~ d&ect6es par analyse des courbes de diffusion ont une r6alit6 physique correspondant fi une porosit6 lenticulaire interne auxparticules. Bilan de l'eau: eau interne, eau externe. Pour suivre de faqon claire l'6volution de la r6partition de l'eau dans un tel syst6me, il est d6s ~ pr6sent important de pr6ciser les notions d' eau interne et d' eau externe. Nous appellerons eau interne l'eau contenue dans les particules argileuses, c'est-fi-dire l'eau contenue dans les espaces interfoliaires (&ats 1, 2 ou 3 couches d'eau) et dans la porosit~ lenticulaire.

FIG. 4. Organisation texturale de la montmorillonite grecque-Ca. 10-3 mole 1-1 CaC12 P = 0.032 bar (Photo: C. Clinard).


20

FIG. 5. D&ail de la structure interne fi une particule (Photo: C. Clinard). TABLEAU3. R~partition de l'eau pour la montmorillonitegrecque-Ca 10-3 mole 1-1 CaC120.032 bar. Eau totale =

2-51 g/g

Eau interne + Eau externe Interfoliaire + porosit61enticulaire Pores 0.31 g/g

0-06 g/g

2.13 g/g

13%

2.5%

84.5%

L'eau externe est alors toute l'eau restante contenue entre ces particules, c'est-~t-dire darts la porosit+ de grande dimension. A partir d'une surface sp~cifique de 772 mZ/g (Tessier, 1984), le contenu en eau totale et les donn~es obtenues par diffusion des rayons X permettent de d~terminer les quantit~s d'eau contenues dans les cliff,rents espaces (Tableau 3). Dans le cas des montmorillonites calciques, il appara]t que la plus grande partie de l'eau retenue est stock~e dans l'espace poral externe aux particules. COMPORTEMENT

HYDRIQUE

DES

MONTMORILLONITES

CALCIQUES (CACL2, 10 -3

M O L E L -~)

Analyse des eourbes obtenues lors de la premi&e dessiceation La Fig. 6 montre l'+volution des diagrammes exp~rimentaux pour des pfites correspondant fi la montmorillonite du Wyoming port~es fi des pressions de succion


D

21

/

m

i0 3

0.(

FIG. 6. Evolution des diagrammes de rayons X au cours de la dessiccation. Cas de la montmorillonite du Wyoming-Ca (d = distance apparente).

croissantes allant de 0 . 0 3 2 b a r ~t 1000 bar. D a n s le T a b l e a u 4 sont report6es les valeurs obtenues p o u r les diff6rents param6tres s t r u c t u r a u x d a n s le cas des m o n t m o r i l l o n i t e s - C a ( W y o m i n g et grecque). D ' u n e mani6re qualitative, l'6volution des courbes de diffusion m o n t r e que, pour ces systtmes, la structure interne des particules n'est modifi6e que p o u r des pressions sup6rieures ~, 10 bar. La position et la forme de la premi6re r6flexion (00/) restent en effet inchang6es (3 courbes d'eau en m o y e n n e ) d a n s tout ce d o m a i n e de pressions.

TABLEAU4. Param6tres structuraux correspondant h la dessiccation des montmorillonites-Ca (Wyoming et grecque). dmaxt Echantillons

P~bar~

/f/

rh*

(/~)

(.A)

-:'d~-

Teneur en eau (g d'eau par g d'argile)

Montmorillonite du Wyoming-Ca (CaC12, 10-3 mole 1-1)

0.032 1.0 10 1000 0.032 1.0 10 1000

55 55 225 400 30 30 70 320

7.7 7.7 8.5 11 6.80 6.80 7.40 8.70

20.09 20.09 19.97 15.36 19.73 19.73 20.15 14.97

18.6 18.6 18.6 15.6 18.6 18.6 18.6 15.6

0.046 0.046 0.058 0.010 0.050 0.050 0.067 0.011

4.90 1.28 0.60 0.23 2.51 0.90 0.53 0.24

Montmorillonite grecque-Ca (CaC12, 10-3 mole 1-1)

* nombre moyen de feuillets par sous-empilement t distance qui a la probabilit6 maximale

~---~


22

Pour quantifier cette ~volution, nous avons report~ sur les Fig. 7 les variations de la teneur en eau W (a), des nombres M e t rh de feuillets par particules (a) et par sous-empilements (b) ainsi que des param&res structuraux i/(c) et O2/?lZ (d) en fonction de la dessiccation, d est la distance moyenne entre feuillets premiers voisins (d = ~t Ptd~) et fl/~/2 est un param&re d'ordre qui traduira physiquement que le syst6me sera d'autant plus ordonn6 (resp.: d6sordonn6) que sa valeur sera faible (resp. : ~lev~e) (Saez et al., 1983). I1 faut noter que les distances appel~es d sur la Fig. 6 sont les distances apparentes observ6es sur le diagramme experimental et rappeler que, du fait de l'effet combin~ de la variation du facteur de structure et de la fonction de modulation, ces distances ne peuvent pas &re facilement reli~es aux distances moyennes d (Pons, 1980). En comparant ces courbes gt celles des teneurs en eau, on peut remarquer qu'il est possible de d+finir trois domaines. Un domaine (p < 1 bar) off le nombre de feuillets par particule ne varie pas alors que la teneur en eau d~croit (Fig. 7). L'etat d'hydratation des feuillets comme la structure interne des particules (Fig. 7c,d) ne sont pas modifies sous l'effet de le pression. Ceci signifie qu'il

(~

/

|

-400

//

15.

ii ii

10

~"~\ /I//i//

200 5,

ol

.

.

.

.

.

10 -~ 10

.

.

i

.

.

.

10 -~ 10

Wyoming ~ Grecque

.

~P

103

I=,P

103

. ~ z~

2 |

(D 20

0.05

10,

=P I01

10

103

10-I

10

103

FIG. 7. Evolution des diff6rents param6tres au cours de la dessiccation: W = teneur en eau, (A,) = distance moyenne entre feuillets premiers voisins, M e t rh: hombre moyen de feuillets par particule et par sous-empilement, ~2/d2 = parametre traduisant l'ordre et p (bar) = pression de suction.

23


y a simplement d6part d'eau avec rapprochement des particules; l'6paisseur et la structure interne des parois entre pores restant constantes. Un domaine od le nombre de feuillets par particule varie fortement (1 < p ~< 10 bar). Ceci signifie qu'associ6 au d6part d'eau, on observe un regroupement des particules initiales face/t face pour former des particules plus 6paisses. L'&at d'hydratation des feuillets n'est globalement pas modifi6. On observe seulement une 16g6re augmentation du nombre de feuillets par sous-empilements, ce qui tendrait ~ montrer que la pression commence affecter respace interfoliaire ainsi que la structure interne (Fig. 5b,c,d). L'augmentation du param&re ~ / t l traduit alors certainement un d6sordre introduit par l'accolement des particules face ~t face. Un domaine (p > 10 bar) off le nombre de feuillets par particule continue d'augmenter et od l'&at d'hydratation est modifi6 pour passer de 3 ~ 2 couches d'eau en moyenne. L'6volution des param&res structuraux (Fig. 7c,d) traduit une modification de la structure interne des parois entre pores vers une structure mieux organis6e. Ceci signifie que le ddpart de l'eau du syst6me se situe ~t deux niveaux: d'une part l'eau externe de l'espace poral entre particules, d'autre part r eau interne situde entre les feuillets. Analyse des courbes obtenues en r~hydratation

Dans ce paragraphe, nous nous limiterons aux r6sultats obtenus dans le cas de la montmorillonite du Wyoming-Ca. Dans le Tableau 5, nous avons regroup6 l'ensemble des param&res structuraux obtenus pour les r6hydratations ~ partir de deux niveaux de contrainte diff6rents (10 et 1000 bars). La Fig. 8 met en 6vidence r6volution des diagrammes exp6rimentaux pour un 6chantillon r6hydratd ~t partir d e p = 1000 bar. TABLEAU 5. Parametrds structuraux correspondant ~ la r6humectation (Wyoming-Ca).

Contrainte (bar)

/(/

rh

tt (/~)

10 ~ 0 . 0 3 2 10 --, 1 1000 --, 0.032 1000 ~ 1 1000 --, 10

65 65 90 170 250

6.85 7.5 8.20 8.40 8.10

19.15 20-67 20.15 20.15 20.30

dmaX

~2 -d~

Teneur en eau (g d'eau par g d'argile)

18.6 18.6 18.6 18.6 18.6

0-066 0.084 0.066 0.066 0.052

1.6 0.92 1-10 0.60 0.44

Comme pr6c6demment, pour quantifier l'6volution du systdme, nous avons report6 sur la Fig. 9 l'6volution des diff6rents param6tres structuraux et texturaux en fonction du degrd de r6hydratation. En comparant ces courbes ~ celles obtenues lors de la premiere dessiccation, il est clair que l'on enregistre, lors d'une r6hydratation, une hyst6r6sis au niveau textural du syst6me. Cet effet est en outre d'autant plus marqu6 que le niveau de dessiccation a 6t6 plus important (Fig. 9a). Par contre, au niveau structural, tout se passe de manidre quasi-r6versible. On retrouve aux m~mes contraintes les &ats d'hydratation d (Fig. 9c) correspondant ~ ceux obtenus au cours de la premiere dessiccation. On note seulement un ddsordre interne 16g6rement plus important certainement dfi ~ une h6t6rog6n6it6 au cours de la prise d'eau (Fig. 9d).

24

H. B e n Rhaiem et al.

/

-$ ....= 4

~ I II

A

///!

\

19.3 15.5

/o.o32

/ 0.025

,"0.05

v ~t-

lOa

S

FIG. 8. Evolution des diagrammes de rayons X de la montmorillonite du Wyoming-Ca au cours d'une humectation effectu6e h partir de P = 1000 bar (d = distante apparente).

?

,ooj 200-

| 15-

10-

//' 5I J

~P

10 ~ 10

10-1 10

1C

r

\

_-

.

.

10-~

103

A

9 20

~P

0

10 3

.

0.05

\

.

10

~P

ImP

103

10-1

10

103

FIG. 9. Evolution des diff6rents param&res structuraux au cours des r6humectations: 10 --, 0.032 bar (A) et 1000 --, 0.032 bar (D). Tousles param&res ont 6t6 d6finis Fig. 7.


25

Comportement hydrique en relation avec les niveaux d'organisation L'6volution des diff6rents param&res traduit aussi bien au tours de la dessiccation que de la r6humectation des changements dans l'organisation du mat6riau qui influencent le comportement hydrique et se manifestent d trois niveaux: (i) structure interne des particules; (ii) taille de ces particules; (iii) evolution de la r6partition en eau li6e l'arrangement des particules et ~t l'6volution de la structure porale. Structure interne des particules. Ces syst6mes se caract6risent par l'existenee au sein des particules d'une porosit6 lenticulaire dont la dimension dans la direction perpendieulaire aux plans des feuillets est de l'ordre de 35 A. Cette porosit6 lenticulaire est d6j~t existante au niveau des particules de d6part. De plus, au cours de la dessiccation, eUe peut ~tre form6e par l'aceolement de deux particules primaires pour former une partieule plus 6paisse. Ce n'est que pour des pressions > 10 bar qu'eUe commence ~t ~tre r6duite (quasi inexistante 1000 bar). Ceci est important car cela signifie qu'une porosit6 interne aux particules a 6t6 r6duite ~ un volume interfoliaire 'normal'. Sur le plan de la structure interne, tout se passe de mani6re quasi-r6versible au cours d'un cycle de dessiecation-humectation, ce qui signifie que les propri6t6s de l'espace interfolialre ne sont pas modifi6es apr6s un cycle de contrainte et que la perte de teneur en eau ne peut ~tre attribu6e ~ l'6volution de la quantit~ d'eau interne aux particules. Enfin, il faut remarquer que l'eau interne aux particules ainsi que la porosit6 lenticulaire ne sont affect6es que pour des pressions importantes (pF > 4), ce qui signifie clue la presque totalit6 des forces raises en jeu servent essentiellement ~t d6former et ~t eomprimer le syst6me. Taille des particules. I1 est clair que la dessiccation entra~ne un regroupement face-face des particules initiales, la r6humeetation une division plus ou moins importante de ces particules. Si la dessiccation joue done un rSle essentiel, c'est parce qu'elle entra~ne une agr~gation irreversible face h face des partieules. Ceci a alors pour effet de r~duire une partie de la porosit6 externe et une partie de la porosit~ lenticulaire ~ des espaces ayam les propri~t6s de respace interfoliaire, c'est-~t-dire pour les calciques /t des espaces limit, s ~t 18.6 A. Evolution de la teneur en eau; rdpartition de l'eau. Au sein de ces syst6mes, l'6volution de la teneur en eau totale du min6ral est &roitement li6e h la taille et h l'arrangement des partieules ainsi qu'~ l'6volution de la taille des pores interpartieulaires. C'est essentiellement reau externe aux particules argileuses qui traduit le comportement hydrique de r6chantillon. On remarque en effet (Tableau 6) que les variations enregistr6es au niveau de l'eau totale sont en totalit6 li6es h la variation en eau externe (eau interparticulalre) (saul ~ 1000 bar). De plus il faut rioter que ce n'est que lorsque le contenu en eau externe est netternent inf6rieur au contenu en eau interne que l'espace interfoliaire commence ~t &re affect6. Ceci met en 6vidence de faqon tr6s nette la diff6rence qui existe entre eau externe et eau interne. L'6volution de la dimension des pores externes en fonction de la contrainte et pour un cycle d'humectation-dessiccation conduit ~t trois remarques (Fig. I0). 1. L'ordre de grandeur du diam&re des pores ~tp = 0.032 bar est tout d fait en accord avec les observations faites par Tessier (1984) au microscope 61eetronique ~tbalayage. 2. D6s que le syst6me a 6t6 soumis ~t une pression de 1 bar, la dimension des pores est 2.5 fois plus faible apr6s r6hydratation. N'ayant pas eu de modification de 1'6paisseur des partieules (M h 0-032 bar 6gal ~t M ~t 1 bar), ceci signifie qu'il y a eu d6formation et


26

TABLEAU 6. K~partition de l'eau et porosit~ au tours d'un cycle de dessiecation-humectation (Wyoming-Ca). Sex t

DO

if/

(m2/g)

(~m)

4.50 0.88 0.20

55 55 225 Non sature

14 14 3.43

1.9 0.38 0.34

1.8 0.49 1.23 0-02 0.19 0.69

55 65 65 250 170 90

14 11.9 11.9 3 4.5 8.6

0.77 0.24 0.62 0-04 0.25 0.48

pF

Ean totale

Eau interne

Eau externe

Dessieeation

1-5 3 4 6

4.9 1.29 0-60 0.23

0.40 0.40 0.40

Humectation

3--1.5 4-*3 4~1.5 6-*4 6~3 6-.1.5

2.2 0.92 1.60 0-44 0-60 1.1

0.40 0.43 0.37 0.42 0.41 0.41

Dp = distance entre sommets de deux e6nes d'angle au sommet 150 ~ disposes face ~. face pour former une lentille (Tessier, 1984, p 247) pF = logarithme de la pression exprim6e en cm d'eau. Non satur~ signifie que toute le porosit6 n'est pas remplie d'ean

Dp! IIJm)i

2

1 o

~,

FIG. 10. Evolution de la dimension des pores externes en fonetion de la eontrainte pour la montmoriUonite du Wyoming-Ca au eours de la dessieeation (D) et des rehumectations P = I bar h 0.032 bar (11), P = 10 bar h 0.032 bar (O) et P = 1000 bar h 0.032 bar (Z~).

c o n t r a c t i o n d u r ~ s e a u d e p o r e s p a r d 6 f o r m a t i o n d e s p a r t i c u l e s et q u e cette d 6 f o r m a t i o n e n t r a i n e u n e p e r t e d'~lasticit6 d u r6seau. 3. A p r ~ s r 6 h y d r a t a t i o n , la p o r o s i t 6 a u n e taille d ' a u t a n t plus faible q u e la c o n t r a i n t e a ~t~ plus ~lev~e. L a p e r t e q u ' e n r e g i s t r e le m i n e r a l / t r e p r e n d r e d e l ' e a u e s t alors d u e / t la fois a u fait q u e les p a r t i c u l e s f o r m ~ e s a u t o u r s de l a d e s s i c c a t i o n n e se r e d i s s o c i e n t p a s t o t a l e m e n t et a u fait q u e le r 6 s e a u p e r d d e s o n ~lasticit6.


27

Pour r6sumer ces diff6rentes remarques concernant l'6volution de l'organisation du mat6riau argileux type montmorillonite-Ca, nous donnons Fig. 1 la et b une repr6sentation sch6matique de la variation du volume apparent en fonction de la contrainte appliqu6e. Cette repr6sentation a 6t6 faite de mani6re que les particules apparaissent pr6f6rentiellement sur la tranche et que la hauteur des sch6mas soit proportionnelle au volume apparent. Enfin, le fait essentiel /t noter est que le syst6me perd la plus grande partie de son aptitude/t reprendre de l'eau d6s que le syst6me a 6t6 soumis/t une pression de 1 bar, ce qui met en 6vidence le r61e essentiel que joue l'arrangement textural des particules argileuses.

Vap 15 10 5-

O,

~

(bar) pF

0 J" ~ P(bar) pF

ores

_..

0.032 1.5

1.0 3

10 4

0.032 1.5

1000 6

mmm

1000 6

--a.. 10 4

0.032 1.5

FIO. 11. Repr6sentation schdmatique de l'6volution du volume apparent au cours de la

dessiccation (a) et r6hydratation(b).

CONCLUSION L'ensemble des r6sultats obtenus au tours de cette &ude a permis de pr6ciser la notion de particule. Pour ces syst~mes, les feuiUets sont group6s sous forme d'assemblages dont la taille est extr~mement variable en fonction de la contrainte appliqu6e. Nous avons appel6 ces assemblages des 'particules', mais, contrairement ~ des syst6mes de type kaolinite ou illite, ce terme ne ddsigne pas une entitd stable caractdristique du mindraL En effet, au fur et/t mesure de la dessiccation, il n'est plus possible de distinguer les entit6s initiales parce qu'il s'agit d'un v6ritable accolement structural r6alis6 par l'interm6diaire des faces basales. De ce fait, d6s que les conditions optimales de dispersion ne sont pas obtenues, les entit6s libres ou primaires ne jouent plus un r61e en tant qu'individu mais font partie d'un ensemble plus macroscopique. En ce sens nous rejoignons la d6finition du quasi cristal donn6e par Aylmore & Quirk (1971). I1 ne faut n6anmoins pas confondre le terme sous-empilement du quasi cristal avec celui de tactoide. Ce terme doit en effet &re r6serv6/t des entit6s au sein desqueUes ta couche diffuse se d6veloppe, c'est-~t-dire lorsque l'essentiel du gonflement est interfoliaire (smectites sodiques par exemple). Outre cette notion de particule dont la taille varie fortement en fonction de la contrainte, le fait important qu'il faut noter est que le comportement hydrique d'une montmorillonite

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H . B e n R h a i e m et al.

calcique est essentiellement conditionn6 p a r la modification texturale que subit le reseau de particules au cours de la dessiccation (r~duction de la porosit~ externe; d6formation des particules et accolement de particules primaires p o u r en former de plus grandes). Ceci signifie que la prise ou la perte en eau est directement reli~e /t l'~volution texturale de l'6chantillon, l'eau interne aux particules ne j o u a n t , dans ce cas, q u ' u n r61e secondaire par r a p p o r t / t l'eau externe. T o u t ceci met en ~vidence l ' i m p o r t a n c e de Thistoire 6nerg&ique' du mineral. Ces 616ments doivent &re pris en compte, n o t a m m e n t dans le cadre d'6tudes r~alis6es en vue de c o m p r e n d r e et pr~voir le c o m p o r t e m e n t physique et m ~ c a n i q u e des sols, qu'il s'agisse d'~tudes r6alis~es en science d u sol et en g~ologie.

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C o m p o r t e m e n t h y d r i q u e des m o n t m o r i l l o n i t e s - C a

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