© CFMS-CFGI-CFMR-CFG, 2021

1 Introduction

Les sols gonflants, qui sont caractérisés par une forte plasticité, sont connus pour poser de nombreux problèmes peu abordés par la mécanique des sols classique au regard de leur gravité. À côté des phénomènes de rétraction-gonflement de surface et de leurs conséquences sur les bâtiments, qui ont pris une grande importance dans les régions tempérées depuis l’occurrence de plus en plus fréquente de périodes de sécheresse, les problèmes de soulèvement de fond de fouille ou de radier lors de la réalisation de travaux souterrains dans des sols gonflant sont fréquemment rencontrés. Ces problèmes sont d’une importance significative dans le cadre du projet du Grand Paris, vu le nombre important de couches de sols gonflants rencontrés dans les dépôts sédimentaires du bassin Parisien. Ils font l’objet des travaux du groupe de travail du CFMS sur la « Prise en compte du gonflement des terrains argileux pour le dimensionnement des ouvrages d’infrastructure », dont les réflexions ont permis d’enrichir cet article.

Après une présentation générale des sols argileux gonflants, on rappelle les mécanismes de base qui gouvernent le gonflement et on fait le lien avec leur réponse macroscopique, en prenant pour exemples quelques sols gonflants de la région parisienne.

2 Présentation générale des sols gonflants

Un sol gonflant est un sol qui présente une augmentation de volume importante quand l’état de contrainte initial, sous lequel il est en équilibre à l’état naturel, est relâché par une excavation (soulèvement de fond de fouille) ou un creusement de galerie (soulèvement de radier), dans des conditions permettant un apport d’eau (on rappelle qu’un ouvrage de soutènement de type paroi moulée, correctement réalisé, n’engendre pas de changement significatif de l’état de contrainte). Cet apport d’eau peut être naturel et plutôt lent, car contrôlé par la perméabilité du massif, ou accidentel et plus rapide, quand les travaux ont affecté des horizons saturés plus perméables, comme par exemple des lentilles sableuses insérées dans des niveaux de sols fin peu perméables.

Le gonflement des sols est le plus souvent étudié en laboratoire à l’aide d’essais œdométriques, dans lesquels une éprouvette qui, depuis son extraction (carottage ou prélèvement manuel par bloc), a été soigneusement maintenue à sa teneur en eau naturelle en l’isolant de l’atmosphère, est soumise à une hydratation, soit dans des conditions de contrainte contrôlées avec mesure des changements de volume, soit dans des conditions de volume constant, avec mesure du changement de contrainte. L’ampleur du gonflement (souvent appelé potentiel de gonflement) est reliée soit à l’augmentation de volume, soit à la contrainte engendrée par l’hydratation à volume constant. La notion de contrainte de gonflement a été l’objet de nombreuses discussions et les problèmes liés à sa détermination ne seront pas discutés en détail ici, mais brièvement illustrés (voir par exemple ASTM, 1985 ; IRSM, 1989 ; AFNOR, 1995 ; Serratrice et Soyez, 1996 ; Serratrice, 2007).

Divers types d’essais peuvent être pratiqués pour la détermination d’une pression de gonflement :

• L’essai de gonflement libre avec chargement ultérieur jusqu’au retour à l’indice des vides initial (contrainte σ_g1) ;

• Les essais d’hydratation de plusieurs éprouvettes sous diverses contraintes, dont au moins une est assez forte pour engendrer une diminution de volume. La valeur de la contrainte de gonflement (σ_g2) est estimée au croisement de la courbe reliant les points d’équilibre obtenus après gonflement ou tassement avec la valeur initiale de l’indice des vides. Cette procédure présente l’inconvénient d’être basée sur la réalisation d’au moins quatre essais en parallèle sur des éprouvettes distinctes ;

• L’essai à volume constant, dans lequel les augmentations de volume sont empêchées par ajouts de charge, jusqu’à atteindre une contrainte σ_g3 assez forte pour obtenir un tassement de l’éprouvette.

Divers auteurs (Justo et al., 1984 in Alonso et al., 1987 ; Sridharan et al., 1986) ont trouvé, sur divers sols, le plus souvent compactés, l’ordre suivant des contraintes σ_gi : σ_g2 < σ_g3 < σ_g1. Dans les sols naturels correctement prélevés et conservés, les choses sont différentes du fait de leur variabilité, comme l’a montré Yigzaw (2009) sur deux sols gonflants de la région parisienne, l’argile de Romainville et la marne bleue d’Argenteuil, soumises à des essais de type 1 (Fig. 1a) et 2 (Fig. 1b). La figure 1a met en évidence, sur des éprouvettes d’argile de Romainville prélevées manuellement dans la carrière de gypse de Villeparisis le Pin (est de Paris), la variabilité des indices des vides initiaux (entre 0,63 et 0,78) et leur effet sur la contrainte de gonflement σ_g1. Les données confirment qu’une plus forte densité (e = 0,63) engendre une contrainte de gonflement plus forte (σ_g1 = 500 kPa), à comparer avec σ_g1 = 360 kPa pour e = 0,78 (on observe cependant que σ_g1 = 540 kPa est légèrement plus forte pour un indice des vides de 0,67 légèrement plus faible). Yigzaw (2009) a montré que les essais de type 3 (volume constant) ont fourni, avec la même variabilité d’indices des vides initiaux, des contraintes de gonflement σ_g3 plus fortes et moins dispersées, autour de 700 kPa (avec e = 0,751, Fig. 1b).

On observe également sur ces données un aspect typique des sols gonflants qui présentent une pente de déchargement (notée C_s dans les sols non gonflants et parfois C_g dans les sols gonflants) significativement plus forte que pour les sols non gonflants (où on admet C_s = 0,1C_c, où C_c est l’indice de compression). Ceci est particulièrement vrai pour les essais à volume constant de la figure 1b. Cette tendance a aussi été notée sur les argiles plastique de l’Yprésien (Sparnacien) (MBP) prélevées sur le site Maison Blanche (Paris XIII) de la ligne 14 Sud par Bergère et Ropers (2018), avec C_c = 0,24 et, au déchargement, C_g = 0,12, pour une éprouvette particulièrement plastique (I_p = 59) du profil.

On note que les courbes de compression de la figure 1a ne présentent pas de coude représentatif d’une contrainte de surconsolidation, car la valeur d’environ 30 kPa que l’on pourrait déduire n’est pas réaliste. Ceci résulte du fait que le gonflement a fait perdre au sol, par les changements de microstructure qu’il engendre et que l’on commentera plus loin, la mémoire des plus grandes contraintes supportées pendant l’histoire géologique.

Il est admis qu’une valeur pertinente de la contrainte de gonflement est celle obtenue par des essais à volume constant, à condition toutefois que l’éprouvette ait été correctement prélevée et conservée, sans perturbations due à un séchage du fait d’une isolation défectueuse de la carotte.

Il est important de rappeler que, les sols étant à l’équilibre à l’état naturel, une contrainte de gonflement verticale déterminée à l’œdomètre ne peut être supérieure à la contrainte verticale effective en place. À titre d’exemple, pour une éprouvette de sol surconsolidé de masse volumique de 1,95 Mg/m³ prélevée à une profondeur typique des travaux souterrains (50 m) avec nappe affleurante, la contrainte de gonflement ne peut être supérieure à 466 kPa. Bergère et Ropers (2018) l’ont vérifié sur une éprouvette d’argile Yprésienne MBP prélevée à 35 m avec nappe souterraine et dont le gonflement a été stabilisé sous une contrainte égale à la contrainte effective en place σ’_v0 = 630 kPa. Aux profondeurs concernées par les travaux en cours dans les dépôts du Bassin parisien, on peut considérer que des mesures de valeurs mesurées significativement plus fortes (2 MPa par exemple) résulteraient d’artefacts, comme une diminution de teneur en eau du fait d’une mauvaise conservation des éprouvettes ou pouvant provenir d’extrapolations de la méthode d’Huder-Amberg, souvent utilisée dans la pratique car elle ne nécessite qu’un seul essai (voir Serratrice et Soyez, 1996).

Dans les régions tempérées comme la région parisienne, la diminution de teneur en eau engendre une rétraction de l’éprouvette qui reste saturée jusqu’à la limite de retrait (AFNOR, 1997 ; Bigot et Zerhouni, 2000 ; Delage et Cui, 2000 ; Audiguier et al., 2007 ; Serratrice, 2007).

Fig. 1 Essais de gonflement sur l’argile de Romainville (Yigzaw, 2009) : (a) méthode 1 ; (b) méthode 3. Swelling tests on the Romainville clay (Yigzaw, 2009): (a) method 1; (b) method 3.

3 Mécanismes de gonflement

Les sols argileux gonflants contiennent une certaine proportion de minéraux de montmorillonite (un minéral de la catégorie des smectites) le plus souvent présents, dans les sols naturels, sous forme d’inter-stratifiés illite-smectite. Ces minéraux, qui leur confèrent un indice de plasticité élevé, seront décrits en détail plus loin. Dans les régions tempérées comme le Bassin parisien, les sols gonflants impliqués dans les travaux souterrains sont saturés et surconsolidés (cf. Bergère et Ropers, 2018). D’autres sources possibles de gonflement des terrains, comme la présence d’anhydrite ou de gypse, ne seront pas traitées dans cet article. On rappelle en figure 2 la définition classique des limites d’Atterberg, qui est à la base du classement des sols fins, pour insister sur l’idée que l’indice de plasticité I_p = w_L − w_P (où w_L et w_L sont, respectivement, les limites de liquidité et de plasticité) correspond à la quantité d’eau nécessaire pour faire passer les sols (remaniés) de l’état solide à l’état liquide.

Cette quantité d’eau, nulle dans les sables qui n’ont pas d’interaction physico-chimique avec les minéraux, devient de plus en plus forte quand les minéraux (argileux) sont capables de piéger les molécules d’eau par adsorption sur leur surface. En d’autres termes, à proximité de la limite de plasticité (limite de l’état solide), une molécule d’eau liquide insérée dans un sol argileux (remanié) va être solidement adsorbée sur la surface du minéral argileux et perdre ses propriétés liquides. Comme on le verra plus loin, à partir de l’état sec, cette adsorption des molécules d’eau se fait couche par couche le long des surfaces des minéraux argileux, avec un lien de plus en plus faible et un ramollissement du sol quand la teneur en eau est augmentée dans la zone plastique. Finalement, quand tous les sites possibles d’adsorption sont saturés, l’eau (liquide) insérée dans le sol reste liquide, et la limite de liquidité est atteinte. On observe d’ailleurs une corrélation satisfaisante entre la limite de liquidité des sols et leur surface spécifique, en particulier déduite de la mesure de la valeur au bleu de méthylène (Tran, 1977 ; AFNOR, 1998 ; Laribi et al., 2007), qui est basée également sur la saturation de tous les sites d’adsorption par cette molécule en solution aqueuse.

Cette affinité des sols fins saturés pour l’eau peut être quantifiée par la succion, dont l’ampleur, à une teneur en eau donnée, dépend de l’indice de plasticité. Ce phénomène a été illustré par Black (1962), qui a soumis 6 sols britanniques d’indice de plasticité compris entre 11 (terre à brique d’Harmondsworth) à 74 (argile du Gault d’Aylesbury) à des succions de 0,1, 1, 10, 100 et 1000 kPa (Fig. 3). On observe que sous une succion faible de 10 kPa, le sol le plus plastique (I_p = 74) a une teneur en eau de 66 %, qui se réduit à 48 % pour un sol à I_p = 54 %, à 37 % pour I_p = 38 et finalement à 18 % pour I_p = 11.

La figure 4, déduite de ces données, montre une extrapolation des courbes de rétention d’eau correspondantes, où les variations de succion sont exprimées en fonction de la teneur en eau. Elles confirment qu’à même succion, la quantité d’eau attirée et retenue par le sol est d’autant plus forte qu’il est plastique, indiquant donc qu’un sol sera d’autant plus gonflant que sont indice de plasticité est élevé.

La figure 4 montre également les gammes de succion et de teneur en eau entre les limites de plasticité et de liquidité, qui sont d’autant plus étendues que le sol est plastique. Elle donne aussi une idée des valeurs de succion aux limites de plasticité et de liquidité. On rappelle que les corrélations présentées sur cette figure sont locales et typiques des sols considérés, et pas nécessairement applicables à des sols d’autres origines.

La relation entre gonflement et plasticité est illustrée simplement par l’approche de Dakshanamurthy et Raman (1973), sur le diagramme de Casagrande, dans le cas de divers sols gonflants de la région parisienne, l’Argile de Romainville, la Marne bleue d’Argenteuil (Yigzaw, 2009) et l’argile plastique de l’Yprésien (Bergère et Ropers, 2018). Ce diagramme (Fig. 5) indique que le potentiel de gonflement est moyen pour des limites de liquidité supérieures à 50 (I_p > 20) et devient fort au-dessus de w_L = 70 (I_p = 34). Il confirme que les argiles considérées, dont les points longent la ligne A de Casagrande, présentent une certaine variabilité de leurs caractéristiques (I_p en général entre 28 et 52) et peuvent engendrer des problèmes de gonflement, avec pas mal de points caractéristiques dans la zone de gonflement fort (I_p > 35).

La quantité d’eau adsorbable est reliée à la surface spécifique du minéral, qui dépend de sa composition minéralogique, qui est à présent détaillée.

La figure 6 montre les deux organisations moléculaires typique des minéraux argileux en feuillets les plus couramment rencontrés dans les sols, la kaolinite, la montmorillonite et l’illite.

Comme indiqué sur la figure, la couche tétraédrique est constitué d’ions silicium entouré de quatre ions O²⁻, avec une composition globale SiO₂, alors que la couche octaédrique possède un ion métallique en son centre (Al³⁺, Mg²⁺, …) entouré de 4 ions OH⁻.

L’équilibre électrique au sein de la couche octaédrique, respecté quand l’ion métallique est trivalent (Al³⁺), est rompu par des substitutions (dite isomorphes) par un ion métallique divalent comme le magnésium (Mg²⁺). Il en résulte un déficit de charge électrique qui caractérise la plupart des minéraux argileux.

La figure 7 présente les trois minéraux argileux les plus courants. La kaolinite (Fig. 7a) est constituée d’un niveau tétraédrique associé à un niveau octaédrique, relié par une liaison hydrogène forte entre le OH⁻ d’un niveau octaédrique et l’ion O²⁻ d’un niveau tétraédrique. La distance inter-basale entre deux feuillets est fixe et égale à 7 Å. Cette liaison forte assure la stabilité des particules de kaolinite, formées de l’empilement d’un nombre important de feuillets élémentaires.

Les feuillets de montmorillonite et d’illite (Fig. 7b et 7c) comprennent quant à eux un niveau tétraédrique entouré de deux niveaux octaédriques, avec une distance inter-basale de 9,6 Å pour l’illite et pour la montmorillonite à l’état sec.

Le déficit de charge électrique caractéristique des structures moléculaires argileuses de la figure 7 est à l’origine des interactions entre les minéraux argileux et l’eau. La molécule d’eau, bien que neutre électriquement, est constituée d’un dipôle, avec le barycentre des charges positives (H⁺) distinct de celui des charges négatives de l’ion oxygène (O²⁻). Ce dipôle est sensible au champ électrique engendré à proximité des surfaces des feuillets argileux.

Alors que, comme dans le cas de la kaolinite, deux feuillets d’illite sont liés entre eux par des ions K⁺ qui assurent la stabilité des plaquettes, les feuillets de montmorillonite peuvent accueillir entre eux des cations échangeables (Ca⁺⁺, Na⁺) entourés des molécules d’eau qui les hydratent, engendrant leur séparation. Il s’agit là de l’un des mécanismes d’hydratation des sols gonflants contenant de la montmorillonite ou des inter-stratifiés illite-montmorillonite, qui sont donc susceptibles d’adsorber une grande quantité d’eau correspondant à de forts indices de plasticité. Une des conséquences en est la grande différence observée entre ces minéraux en termes de surface spécifique, égale à 10–20 m²/g pour la kaolinite, 65–100 m²/g pour l’illite et de l’ordre de 800 m²/g pour la montmorillonite, du fait de la séparation possible des feuillets (Mitchell et Soga, 2005).

À partir de l’état sec, des études en diffractométrie aux rayons X (voir par exemple Mooney et al., 1952 ; Bérend et al., 1995 ; Cases et al., 1997 ; Ferrage et al., 2005) ont montré que l’adsorption des molécules d’eau le long des feuillets de montmorillonite se fait de façon discrète, fonction de la succion appliquée. On présente à titre d’exemple en figure 8 les résultats obtenus par Saiyouri et al. (2004) sur une montmorillonite sodique compactée du Wyoming (type MX80) utilisée pour la fabrication de barrières ouvragées pour le stockage des déchets radioactifs.

La figure 8 montre que l’adsorption des molécules d’eau sur la surface des feuillets de montmorillonite se fait de façon ordonnée, avec une première couche (hydratation 1 W) entre l’état sec et jusqu’à une succion de 50 MPa, qui correspond à une distance inter-basale de 12,5 Å (soit avec une augmentation de 3 Å depuis 9,6 Å pour une couche d’eau). Dans cette gamme de succion, les plaquettes sont constituées d’environ 350 feuillets, correspondant à une épaisseur, assez importante, de l’ordre de 437 nm. Une deuxième couche d’eau (hydratation 2 W) s’adsorbe en dessous de 50 MPa, avec une distance inter-basale de 15,6 Å (soit 3 Å de plus) jusqu’à une succion de 7 MPa. La décroissance de succion s’accompagne d’une diminution à 150 du nombre de feuillets par particules, correspondant à une épaisseur de 234 nm. En dessous de 7 MPa jusqu’à 0,1 MPa, la troisième couche (3 W) s’adsorbe (18,6 Å de distance inter-basale) avec un nombre de feuillets par particules qui se réduit à 10 feuillets.

Ce mécanisme, observé également sur d’autres bentonites compactées, a aussi été mis en évidence, avec les mêmes ordres de grandeur de succion, sur l’argilite (calcique) du Callovo-Oxfordien (Menaceur et al., 2016) qui contient des inter-stratifiés illite-montmorillonite responsable de ses capacités de gonflement. Cette roche argileuse est considérée comme roche-hôte possible pour le stockage géologique profond des déchets radioactifs à haute activité en France. Il est donc raisonnable de penser que le mécanisme gouverne le gonflement inter-foliaire (également appelé cristallin) de la montmorillonite dans tous les sols gonflants contenant de la montmorillonite. Des résultats analogues à ceux de la figure 8 ont été observé par Tessier (1990) sur des suspensions de montmorillonite calciques saturées soumises à des succions croissantes, avec une distance inter-foliaire de 18,6 Å (3 couches) observée jusqu’à 1 MPa et un épaississement des plaquettes depuis 55 feuillets en dessous de 100 kPa jusqu’à 225 à 1 MPa et 400 à 10 MPa. Compte-tenu de la similarité, à l’état saturé, entre l’application d’une succion et celle d’une contrainte isotrope, on peut envisager l’hypothèse d’avoir une réponse en hydratation inter-foliaire sous contrainte du même type, à savoir que le nombre de couches d’hydratation des feuillets dépend de la contrainte appliquée (Delage et Tessier, 2020). Dans une telle hypothèse, l’état d’hydratation le plus vraisemblable sous les contraintes rencontrées dans les projets géotechniques courants (inférieur à 1 MPa) correspondrait à 3 couches adsorbées (3 W) ; pour l’argilite du Callovo-Oxfordien qui a subi des contraintes plus fortes dues à un enfouissement plus profond, il est de deux couches (2 W) (Menaceur et al., 2016).

Les observations macroscopiques du gonflement cristallin de la montmorillonite par diffractométrie aux rayons X peuvent être modélisées par simulation moléculaire (Karaborni et al., 1996 ; Hensen et al., 2001), une approche numérique qui permet d’analyser les systèmes moléculaires en considérant l’équilibre des forces d’interaction et les énergies potentielles des différents atomes composant le système. Le champ de forces le plus utilisé déduit de la structure moléculaire de la montmorillonite est ClayFF (Cygan et al., 2004). Le schéma de la figure 9 (Carrier, 2013) représente une montmorillonite sodique hydratée où les cations Na+ sont représentés par les sphères violettes, entourées de leur dipôles (H₂O) d’hydratation. Le schéma permet également de figurer les substitutions des ions aluminium (Al³⁺, en gris) par du magnésium (Mg²⁺, en vert) qui sont responsables du déséquilibre dont résulte le champ de forces électriques.

Le gonflement cristallin n’est pas le seul mécanisme de gonflement. On observe sur la photo (Fig. 10a) au microscope électronique à balayage (MEB) d’une argile de Romainville (Yigzaw, 2009) l’allure typique de la microstructure d’un sol argileux surconsolidé, avec une matrice argileuse dense constituée de plaquettes avec une orientation moyenne correspondant au litage, illustrant l’anisotropie typique des sols argileux sédimentaires surconsolidés. La composition minéralogique de cette argile est détaillée au tableau 1, avec celle de la marne bleue d’Argenteuil et de l’argile plastique Yprésienne (Tran et al., 2013).

Le tableau confirme que ces sols naturels contiennent divers minéraux argileux, avec des quantités exprimées à l’aide du signe + du fait de la difficulté de la quantification des minéraux argileux à partir de la diffractométrie aux rayons X. Le tableau montre que l‘illite est présente de façon abondante dans l’argile verte et la marne bleue, avec davantage de kaolinite dans l’argile de Romainville et l’argile Yprésienne. Des proportions comparables de smectite à l’état pur ou sous forme d’inter-stratifiés illite-smectite se trouvent dans l’argile verte et la marne bleue, plus faible dans l’argile plastique de l’Yprésien. Une proportion importante de carbonates est également observée dans les deux premiers cas, ce qui est logique pour la marne où elle peut atteindre 64 %, alors qu’il n’y en a pas dans l’argile plastique de l’Yprésien.

L’épaisseur d’une plaquette peut être estimée visuellement à environ 100 nm, une dimension compatible avec l’existence d’une famille principale de pores de diamètre 70 nm, mise en évidence en porosimétrie au mercure par Yigzaw (2009). Dans l’hypothèse du modèle simplifié de briques (voir par exemple Menaceur et al., 2016), cette mesure donne une idée de l’épaisseur moyenne des plaquettes, compatible ici avec ce que l’on peut déduire de l’observation au MEB. Cette épaisseur correspondrait à une moyenne d’une quarantaine de feuillets par plaquette dans le cas d’une montmorillonite pure avec une hydratation à 3 couches (distance inter-basale de 18,6 Å) sous la contrainte maximale subie. Du fait de la présence d’illite (distance inter-basale de 9,6 Å) et d’inter-stratifiés illite/smectite, le nombre moyen de feuillets par plaquette est donc supérieur à cette valeur et pourrait atteindre 100.

La figure 10b montre l’argile de Romainville après un gonflement libre de 10,4 % qui a fait passer la teneur en eau de l’état initial de 29,8 % à 37,5 %. Le gonflement s’est produit par le développement d’un réseau de microfissures de l’ordre de 1 μm, clairement détectable en porosimétrie au mercure (Audiguier et al., 2007).

Les interactions intervenant au niveau de ces fissures, d’une échelle supérieure à celle reliées au gonflement cristallin, sont en partie gouvernées par les mécanismes décrites par la théorie de la double couche. Cette théorie modélise les interactions électriques entre les champs de cations attirés à proximité des surfaces argileuses pour tous les minéraux argileux qui présentent un déficit de charge électrique (voir Fig. 7). Il en résulte la distribution des cations décrite en figure 11, avec une décroissance de la concentration des cations avec la distance à la surface, pour atteindre l’équilibre et la concentration moyenne de l’eau interstitielle à une certaine distance.

La figure 12 donne, en fonction de la distance au feuillet, un potentiel proportionnel à la concentration des cations. Dans le cas d’une montmorillonite calcique à plus faible concentration globale de l’eau interstitielle (0,83 × 10⁻⁴ M Na Cl), les cations sont distribués sur une distance plus grande de 900 Å, soit 90 nm. Une telle distribution est plus favorable à la répulsion électrique entre deux feuillets parallèles que celle qui résulterait d’une concentration 100 fois plus forte (0,83 × 10⁻² M Na Cl), qui réduit la distance maximale à 13 nm, permettant une plus grande proximité des feuillets. Ce deuxième mécanisme de gonflement mobilisant des distances plus grandes (jusqu’à 0,9 nm dans le cas de la faible concentration) est de nature inter-particulaire et est appelé gonflement osmotique. Il est caractérisé par une épaisseur de la double couche (1/K sur la figure) qui décroît quand la concentration en cations de l’eau interstitielle est plus forte. On montre également qu’elle est plus faible quand les cations sont divalents, comme le calcium. Ces tendances ont pu être vérifiée macroscopiquement, avec des ampleurs de gonflement réduites par une augmentation de la concentration en sels ou une substitution des cations sodium (Na⁺) par du calcium (Ca⁺⁺).

Le gonflement osmotique a été surtout étudié sur des suspensions de montmorillonite pures à salinité contrôlée, et assez peu sur des sols naturels, au sein desquels la montmorillonite ne constitue qu’une partie de la phase argileuse. On a vu qu’il se mobilisait dans des pores de plus grandes dimensions que le gonflement cristallin, mais il ne permet cependant pas de comprendre complètement le développement des fissures micrométriques observées en figure 11 et responsables d’une grande partie du gonflement. On peut aussi en déduire que le coefficient de compression plutôt faible (C_c = 0,27) des éprouvettes gonflées et recomprimées des courbes de la figure 1 correspond à la fermeture de ce réseau de microfissures. Il est significativement inférieur à celui mesuré après hydratation à volume constant (C_c = 0,944) quand la compression commence à des contraintes supérieures à 700 kPa. Ce coefficient illustre la réponse du sol proche de son état naturel, dont la compression est gouvernée par la réorganisation des plaquettes et une diminution de la porosité inter-plaquettes dont le diamètre moyen a été estimé à 70 nm en porosimétrie au mercure (Yigzaw, 2009). On observe la même différence lors du relâchement de contrainte, avec un C_g plus faible (C_g = 0,105) pour l’échantillon gonflé comprimé, et plus de deux fois plus fort (C_g = 0,255) pour l’échantillon recomprimé sans gonflement préalable. Les rapports (C_g/C_c) sont aussi respectivement égaux à 0,389 et 0,238, bien supérieurs au rapport C_s/C_c de l’ordre de 0,1 typiques des sols non gonflants. Ceci illustre que le relâchement de contrainte n’exprime pas uniquement une réponse élastique résultant du desserrement des particules, mais de la mobilisation d’un gonflement lié aux interactions physico-chimiques entre l’eau et les minéraux argileux gonflants.

Fig. 2 Interprétation de l’indice de plasticité. Interpretation of the plastic index.

Fig. 3 Effet de l’indice de plasticité sur la rétention d’eau des sols fins (Black, 1962). Effect of the plastic index on the water retention of fine-grained soils (Black, 1962).

Fig. 4 Courbes de rétention d’eau extrapolées des données des sols de la figure 3 (Black, 1962). Water retention curves extrapolated from the data of Figure 3 (Black, 1962).

Fig. 5 Représentation dans le diagramme de Dakshanamurthy et Raman (1973), des paramètres de plasticité des argiles de Romainville, des Marnes d’Argenteuil (en bleu : carrière de gypse de Villeparisis le Pin, Est de Paris ; en rouge, carrière de gypse de Cormeilles en Parisis, ouest de Paris, d’après Yigzaw, 2009) et des argiles Yprésiennes (Paris XIII, Bergère et Ropers, 2018). Representation in Dakshanamurthy and Raman (1973)’s chart, of the plasticity parameters of the Romainville clay and Argenteuil marl (in blue, from the gypsum quarry of Villeparisis le Pin, East of Paris; in red from that of Cormeilles en Parisis, west of Paris, after Yigzaw, 2009) and of the Ypresian clay (Bergère and Ropers, 2018).

Fig. 6 Couches tétraédrique et octaédrique caractéristiques des minéraux argileux les plus courants (d’après Grim, 1962 ; Mitchell et Soga, 2005). Octahedral and tetrahedral layers typical of the most common clay minerals (after Grim, 1962; Mitchell and Soga, 2005).

Fig. 7 Structure des minéraux argileux les plus courants (d’après Mitchell et Soga, 2005). Structure of the most common clay minerals (after Mitchell and Soga, 2005).

Fig. 8 Mécanismes d’hydratation d’une montmorillonite sodique MX80 depuis l’état sec (Saiyouri et al., 2004). Hydration mechanisms of a calcium montmorillonite from the dry state (Saiyouri et al., 2004).

Fig. 9 Simulation moléculaire d’une montmorillonite sodique hydratée (Carrier, 2013). Molecular simulation of an hydrated calcium montmorillonite (Carrier, 2013).

Fig. 10 Photos au MEB de l’argile de Romainville (Yigzaw, 2009) : (a) état naturel (w = 29,8 %) ; (b) après un gonflement libre de 10,4 % (w = 37,5 %). SEM photos of the Romainville clay (Yigzaw, 2009): (a) natural state (w = 29.8%); (b) after a free swelling of 10.4% (w = 37.5%).

Fig. 11 Effet de la concentration en sels de l’eau interstitielle sur la distribution des cations à proximité de la surface d’une montmorillonite (Mitchell et Soga, 2005). Effect of the salt pore water concentration on the cation distribution close to the surface of a montmorillonite mineral (Mitchell and Soga, 2005).

Fig. 12 Effet de la concentration de l’eau interstitielle sur l’épaisseur de la double couche d’une montmorillonite calcique (Mitchell et Soga, 2005). Effect of the salt pore water concentration on the thickness of the diffuse double layer in a calcium montmorillonite (Mitchell and Soga, 2005).

4 Gonflement macroscopique ; cas des sols gonflants de la région parisienne

Les sols gonflants de la région parisienne, comme ceux d’autres régions tempérées, sont saturés. Dans le cas d’un carottage dans des conditions de qualité optimales, le relâchement de contrainte se traduit par une mise en succion des sols, à une valeur proche de la contrainte moyenne effective initiale (Skempton et Sowa, 1963). À quelques dizaines de mètres de profondeur, cette contrainte et de l’ordre de quelques centaines de kPa, une valeur inférieure à la pression d’entrée d’air des sols gonflants (c’est à dire à la succion à partir de laquelle le sol commence à se désaturer, cf. Delage et Cui, 2000). Dans les sols argileux, comme l’ont montré Fleureau et al. (1993) sur une kaolinite moyennement plastique (I_p = 30), la pression d’entrée d’air est de l’ordre de 1 MPa. Elle est donc supérieure dans le cas de sols plus plastiques (cf. Fig. 4).

Si, parallèlement au relâchement de contrainte, un apport d’eau (naturel ou accidentel) est possible, cette succion va conduire le sol à absorber de l’eau et à gonfler. Il s’agit en fait d’une consolidation inversée, et le paramètre clé est le coefficient de consolidation.

Une attention particulière a été portée aux sols gonflants de la région parisienne lors des recherches menées sur le gonflement–rétraction des sols de surface (Cojean, 2007 ; Plat et al., 2007 ; BRGM, 2009).

La figure 13 présente le degré de susceptibilité des diverses couches sédimentaires du bassin parisien (Voir Plat et al., 2007 pour plus de détails sur les diverses notes – lithologique, minéralogique, géotechnique – attribuées aux couches), rencontrées dans le département de l’Essonne (Fig. 13a) ainsi que la coupe des couches du bassin parisien rencontrées dans la carrière de gypse de Cormeilles en Parisis (Fig. 13b).

On y observe que les couches avec un fort degré de susceptibilité sont, des plus anciennes vers les plus récentes, les argiles plastiques et sableuses de l’Yprésien (situées sous le calcaire grossier), les marnes supra-gypseuses (Marnes bleues d’Argenteuil), les marnes ludiennes, les glaises à cyrènes et argiles vertes de Romainville et les marnes à huîtres.

Malgré l’ampleur des travaux en cours pour la réalisation du Grand Paris express, il n’existe pour l’instant qu’assez peu de données disponibles à propos des sols gonflants rencontrés. Une illustration (Fig. 14) concernant les argiles plastiques de l’Yprésien impliquées dans les travaux de réalisation de la ligne 14 du Grand Paris dans la zone Maison Blanche–Kremlin-Bicêtre a été cependant fournie par Bergère et Ropers (2018).

Avec une teneur en eau naturelle w_n comprise entre 15 et 30 %, cette couche d’argile d’une vingtaine de mètres d’épaisseur est recouverte d’une couche d’une vingtaine de mètres de calcaire grossier. Avec une couverture passée maximale estimée à 120 m, ces argiles sont caractérisées par un degré de surconsolidation de 2,4. La figure 14 décrit aussi, pour ce sol à fort degré de susceptibilité au gonflement, la complexité des conditions hydrauliques, avec deux nappes sous charges dans la craie et dans l’Yprésien sableux et une nappe dans le calcaire grossier du Lutétien. On observe que le tunnel, creusé dans le calcaire grossier et dans les couches d’Yprésien, est affecté par les trois nappes.

À côté de la complexité des conditions naturelles, Bergère et Ropers (2018) évoquent divers problèmes relatifs aux données d’essais de caractérisation de ce matériau gonflant. Les essais avaient visiblement été réalisés près de 6 mois après extraction de la carotte, qui présentaient des zones visiblement remaniées, avec certains échantillons sans paraffine aux extrémités, ou ayant gonflé dans la gaine en PVC qui les contenait. De leur point de vue, la qualité des essais triaxiaux était affectée par la longueur nécessaire des durées de consolidation du fait de la faible perméabilité typique des sols argileux surconsolidés plastiques, résultant probablement en une consolidation primaire incomplète lors d’essai apparemment trop courts. Il est estimé qu’avec un diamètre de 50 mm, un temps de consolidation de 170 h aurait été nécessaire pour une éprouvette d’indice de plasticité I_p = 33, augmenté à 224 h pour I_p = 50. Il en résulte également des questions sur la qualité du drainage des essais réalisés. Un autre problème était lié au fait que certaines éprouvettes avaient été hydratées sous une contrainte de 50 kPa, inférieure à la contrainte en place, sous laquelle il aurait été impératif de les soumettre avant hydratation. Comme on l’a dit plus haut, les caractéristiques mécaniques d’échantillons ayant gonflé ne sont plus représentatives du massif de sol en place, elles sont plus faibles.

Ces observations confirment la difficulté d’obtenir des données mécaniques fiables sur les sols gonflants, du fait de leur sensibilité extrême au changements de teneur en eau, qu’ils interviennent durant l’extraction et la conservation des carottes (séchage-rétraction ou humidification-gonflement), durant la taille des éprouvettes (risque de séchage) ou du fait des procédures d’essais adoptées (contrainte appliquée durant l’hydratation qui doit être au moins égale à la contrainte en place, faible perméabilité pouvant entraîner des temps d’essai trop longs, dépassant parfois les délais contractuels accordés aux laboratoire).

Fig. 13 (a) Caractérisation des sols susceptibles au gonflement rétraction dans le département de l’Essonne (Plat et al., 2007) ; (b) coupe au niveau de la carrière de gypse de Cormeilles en Parisis (Audiguier et al., 2007, d’après Pomerol et Feugueur, 1974). (a) Characterisation of soils prone to the swelling–shrinkage phenomenon in the Essonne department (Paris area, Plat et al., 2007); (b) profile of the gypsum quarry of Cormeilles en Parisis (Audiguier et al., 2007, after Pomerol and Feugueur, 1974).

Fig. 14 Coupe schématique des dépôts rencontrés pour les travaux de la ligne 14 dans la zone Maison Blanche–Kremlin-Bicêtre (Bergère et Ropers, 2018). Schematic cross section of the deposits involved in the construction of the line 14 in the area Maison Blanche–Kremlin-Bicêtre (Bergère and Ropers, 2018).

5 Conclusion

Les dépôts de sols gonflants du Bassin parisien rencontrés pendant les travaux d’excavation du Grand Paris express nécessitent une attention particulière du fait de leur grande sensibilité aux changements de teneur en eau : une diminution de teneur en eau des éprouvettes à tester renforce les propriétés de gonflement, dont la surestimation peut engendrer des surcoûts significatifs par des dimensionnements excessifs et inutiles des structures souterraines ; un remouillage peut conduire à une sous-estimation de leurs propriétés mécaniques, également dangereuse en termes de dimensionnement. La nature des sols gonflants du Bassin parisien est bien identifiée, en particulier grâce aux travaux menés sur les effets de la sécheresse et du gonflement-rétraction de surface sur les habitations individuelles dans les zones où ces dépôts affleurent.

Les différents mécanismes impliqués au niveaux nanoscopique (gonflement cristallin ou inter-foliaire à l’intérieur des particules) et microscopique (gonflement osmotique inter-particules) ont été décrits dans cet article, et le lien entre ces mécanismes et les caractéristiques de plasticité ont été commentés. On a également rappelé que, tous les sols étant à l’équilibre sous leur état de contrainte en place, le gonflement ne se produit que si cet équilibre est rompu pas l’effet combiné d’un changement de l’état de contrainte et d’un apport d’eau. De tels changements, négligeables dans le cas de la construction correctement réalisée d’ouvrages de soutènement (parois moulées), peuvent affecter en revanche, par des soulèvements significatifs, les fonds de fouille et les radiers de tunnel, qui peuvent aussi être confrontés à des augmentations significatives de contrainte verticale ascendante. Enfin, du fait de leur grande sensibilité à l’eau et de leur faible perméabilité, les sols gonflants requièrent des précautions particulières lors de l’investigation expérimentale de leurs propriétés, qui ne sont pas toujours intégrées dans les procédures d’essais (œdométriques ou triaxiaux) classiques. Au vu de l’importance des sols gonflants pour les travaux du Grand Paris express, et du peu de données actuellement dans la bibliographie, il est clair qu’une investigation poussée de leurs propriétés serait grandement bénéfique pour une optimisation du dimensionnement des ouvrages.

Remerciements

L’auteur souhaite remercier les membres du groupe de travail du CFMS chargé de la préparation de recommandations pour la « Prise en compte du gonflement des terrains argileux pour le dimensionnement des ouvrages d’infrastructure » animé par Hervé Le Bissonnais (Terrasol) et Jean-François Serratrice (CEREMA Aix en Provence), ainsi que Françoise Ropers et Anne Bergère (Terrasol). Les réflexions et discussions fructueuses et les données échangées avec ces collègues ont permis d’enrichir significativement cet article.

Références

Liste des tableaux

Liste des figures

	Fig. 1 Essais de gonflement sur l’argile de Romainville (Yigzaw, 2009) : (a) méthode 1 ; (b) méthode 3. Swelling tests on the Romainville clay (Yigzaw, 2009): (a) method 1; (b) method 3.
Dans le texte

	Fig. 2 Interprétation de l’indice de plasticité. Interpretation of the plastic index.
Dans le texte

	Fig. 3 Effet de l’indice de plasticité sur la rétention d’eau des sols fins (Black, 1962). Effect of the plastic index on the water retention of fine-grained soils (Black, 1962).
Dans le texte

	Fig. 4 Courbes de rétention d’eau extrapolées des données des sols de la figure 3 (Black, 1962). Water retention curves extrapolated from the data of Figure 3 (Black, 1962).
Dans le texte

Fig. 5 Représentation dans le diagramme de Dakshanamurthy et Raman (1973), des paramètres de plasticité des argiles de Romainville, des Marnes d’Argenteuil (en bleu : carrière de gypse de Villeparisis le Pin, Est de Paris ; en rouge, carrière de gypse de Cormeilles en Parisis, ouest de Paris, d’après Yigzaw, 2009) et des argiles Yprésiennes (Paris XIII, Bergère et Ropers, 2018). Representation in Dakshanamurthy and Raman (1973)’s chart, of the plasticity parameters of the Romainville clay and Argenteuil marl (in blue, from the gypsum quarry of Villeparisis le Pin, East of Paris; in red from that of Cormeilles en Parisis, west of Paris, after Yigzaw, 2009) and of the Ypresian clay (Bergère and Ropers, 2018).

Dans le texte

	Fig. 6 Couches tétraédrique et octaédrique caractéristiques des minéraux argileux les plus courants (d’après Grim, 1962 ; Mitchell et Soga, 2005). Octahedral and tetrahedral layers typical of the most common clay minerals (after Grim, 1962; Mitchell and Soga, 2005).
Dans le texte

	Fig. 7 Structure des minéraux argileux les plus courants (d’après Mitchell et Soga, 2005). Structure of the most common clay minerals (after Mitchell and Soga, 2005).
Dans le texte

	Fig. 8 Mécanismes d’hydratation d’une montmorillonite sodique MX80 depuis l’état sec (Saiyouri et al., 2004). Hydration mechanisms of a calcium montmorillonite from the dry state (Saiyouri et al., 2004).
Dans le texte

	Fig. 9 Simulation moléculaire d’une montmorillonite sodique hydratée (Carrier, 2013). Molecular simulation of an hydrated calcium montmorillonite (Carrier, 2013).
Dans le texte

	Fig. 10 Photos au MEB de l’argile de Romainville (Yigzaw, 2009) : (a) état naturel (w = 29,8 %) ; (b) après un gonflement libre de 10,4 % (w = 37,5 %). SEM photos of the Romainville clay (Yigzaw, 2009): (a) natural state (w = 29.8%); (b) after a free swelling of 10.4% (w = 37.5%).
Dans le texte

	Fig. 11 Effet de la concentration en sels de l’eau interstitielle sur la distribution des cations à proximité de la surface d’une montmorillonite (Mitchell et Soga, 2005). Effect of the salt pore water concentration on the cation distribution close to the surface of a montmorillonite mineral (Mitchell and Soga, 2005).
Dans le texte

	Fig. 12 Effet de la concentration de l’eau interstitielle sur l’épaisseur de la double couche d’une montmorillonite calcique (Mitchell et Soga, 2005). Effect of the salt pore water concentration on the thickness of the diffuse double layer in a calcium montmorillonite (Mitchell and Soga, 2005).
Dans le texte

Fig. 13 (a) Caractérisation des sols susceptibles au gonflement rétraction dans le département de l’Essonne (Plat et al., 2007) ; (b) coupe au niveau de la carrière de gypse de Cormeilles en Parisis (Audiguier et al., 2007, d’après Pomerol et Feugueur, 1974). (a) Characterisation of soils prone to the swelling–shrinkage phenomenon in the Essonne department (Paris area, Plat et al., 2007); (b) profile of the gypsum quarry of Cormeilles en Parisis (Audiguier et al., 2007, after Pomerol and Feugueur, 1974).

Dans le texte

	Fig. 14 Coupe schématique des dépôts rencontrés pour les travaux de la ligne 14 dans la zone Maison Blanche–Kremlin-Bicêtre (Bergère et Ropers, 2018). Schematic cross section of the deposits involved in the construction of the line 14 in the area Maison Blanche–Kremlin-Bicêtre (Bergère and Ropers, 2018).
Dans le texte