Structure du sol
Par structure du sol, on entend la disposition de la phase solide dans la masse terreuse. Comme on le sait, le sol se compose de particules solides et de vides remplis d’eau, d’air ou de vapeur d’eau, le plus souvent partiellement d’air et partiellement d’eau. La structure du sol est déterminée par la disposition des particules solides dans le sol. Les structures des sols non cohérents et cohérents diffèrent sensiblement l’une de l’autre.
Structure du sol non cohérent
La structure du sol non lié se forme sous l’effet de la gravité. Les particules solides de ce sol sont plus grosses et tombent vers le bas, se déposent sous l’effet de la gravité, tandis que les forces d’attraction intermoléculaires de telles particules sont inexistantes ou négligeables et vaincues par la gravité. C’est pourquoi, dans un sol non lié, les particules solides s’ordonnent les unes à côté des autres, en occupant l’espace libre entre les particules déjà disposées (fig. 1_a_). Si les particules du sol non lié ont une forme approximativement ronde et une taille identique, comme cela peut être le cas pour un sable à granulométrie uniforme, alors la structure peut être la plus dense (fig. 1_b_) ou la plus lâche (fig. 1_c_), selon la disposition des particules solides dans le sol. La structure la plus dense correspond au plus grand degré de compacité possible du sol non lié et sa porosité est nmin=26%. La structure la plus lâche correspond au plus faible degré de compacité possible du sol non lié et sa porosité est nmax=48%. Ainsi, par exemple, le sable meuble des dunes a n=47%.
Fig. 1 Structure du sol non lié
Si le sol meuble présente des grains de différentes tailles, de sorte que les particules plus fines remplissent les vides entre les plus grosses (fig. 2), la porosité du sol est nettement plus faible (n=20% et moins).
Fig. 2. Structure du sol non lié de différentes grosseurs de grains
Structure du sol cohérent
Dans le sol cohérent, la structure est différente de celle du sol non lié. Dans le sol cohérent apparaissent des forces de cohésion, qui sont plus fortes que la force de gravité des fines particules et les collent aux surfaces de contact. C’est pourquoi ces particules ne tombent pas successivement vers le bas, mais restent collées les unes aux autres et les unes à côté des autres (fig. 3_a_), créant ainsi une structure en réseau chaîné (fig. 3_b_), feuilletée (fig. 3_c_), etc., appelées structures d’ordre supérieur. De telles structures ont une grande porosité, pouvant atteindre 60-80% de la masse totale, ce qui n’est pas possible dans un sol non lié.
Fig. 3. Structure du sol cohérent
Porosité et coefficient de porosité
La porosité du sol se définit par le rapport du volume des pores au volume total du sol (fig. 4).
Fig. 4. Porosité et coefficient de porosité du sol
Si l’on désigne par
- Vp = volume des pores du sol
- Vm = volume des particules solides
- V = le volume total du sol,
la porosité du sol n est par définition
n = VP / V = VP / (VP + Vm),
soit en % du volume total du sol
n = 100 * VP / (VP + Vm) %.
Le coefficient de porosité du sol se définit par le rapport du volume des vides au volume des particules solides :
e = VP / Vm.
À partir de l’expression de la porosité n, nous avons :
nVP + nVm = VP, d’où Vm = VP(1-n) / n.
En remplaçant cette valeur dans la formule pour e, nous obtenons
e = n / (1-n).
De cette équation, nous obtenons
e - ne = n; n = e / (1 + e).
Le coefficient de porosité indique la densité du sol. Plus le coefficient e est élevé, plus la densité du sol est faible, et inversement. Si un sol compressible se tasse sous charge, la grandeur du tassement Δ_h_ peut être déterminée à l’aide du coefficient de porosité avant et après le tassement.
Considérons une couche de sol compressible d’épaisseur h (fig. 5_a_). Si l’on charge cette couche, elle s’affaissera d’une hauteur Δ_h_, de sorte que son épaisseur, sous l’effet de la charge, diminuera à h1. Par conséquent
Δ_h_ = h – h1.
Comme le tassement d’un sol compressible se produit au détriment des vides, car les particules solides sont pratiquement incompressibles, tout comme l’eau si les pores du sol en sont remplis partiellement ou totalement, ce tassement peut être représenté schématiquement à la fig. 5_b_.
Fig. 5. Tassement Δh d’une couche compressible de sol d’épaisseur h sous charge
Si nous désignons par h0 la hauteur imaginaire de la couche de particules solides sans pores, appelée hauteur réduite, alors nous pouvons exprimer le tassement Δ_h_ par rapport à la hauteur réduite h0 par la relation :
Si l’on considère une couche de sol de largeur et de longueur égales à l’unité, alors les hauteurs h, h1 et h0 représentent des volumes, et donc
où e est le coefficient de porosité avant, e1 après le tassement. On obtient du précédent le tassement
Δ_h_ = h0 (e-e1).
Le tassement peut être exprimé par rapport à la hauteur de la couche h avant tassement si l’on remplace la valeur de la hauteur réduite h0 :
h0 = h – nh = h (1-n) = h / (1+e),
puisque n = VP / V = VP / h_,_ d’où VP = nh.
On obtient donc
Différents types de sols présentent les valeurs moyennes suivantes de la porosité n et du coefficient de porosité e :
Humidité du sol
Types d’eau dans le sol
L’eau dans le sol apparaît sous forme d’eau dans les pores entre les particules solides, appelée eau interstitielle, puis comme eau adsorbée sur les particules solides et comme eau de constitution.
L’eau des pores se compose de l’eau libre entre les particules solides, dont le mouvement s’effectue selon la loi de Darcy, puis de l’eau gravitationnelle, qui se déplace sous l’action de la gravité de haut en bas dans toutes les directions, mais dont le mouvement ne s’effectue pas selon la loi de Darcy, de l’eau capillaire qui se déplace sous l’action des forces capillaires et de l’eau de tension superficielle, retenue par la tension superficielle dans les angles entre les particules solides du sol et appelée aussi eau interstitielle angulaire. Toute cette eau peut être entièrement éliminée en séchant le sol à une température de 110oC.
L’eau adsorbée est celle qui enveloppe les particules solides, auxquelles elle est liée par des forces moléculaires. C’est ce qu’on appelle le film d’eau, dont l’épaisseur varie de 6-80 µµ (1µµ=10-6 mm, milimicron). L’influence de l’eau adsorbée sur les particules plus grosses est insignifiante; toutefois, plus les particules sont fines, plus son influence est grande, car la surface totale des particules augmente et, par conséquent, le rapport de l’eau adsorbée aux particules solides dans l’unité de volume du sol. Cette eau ne peut être éliminée que partiellement par séchage à 110oC.
L’eau de constitution est chimiquement combinée dans les cristaux des minéraux des particules solides du sol. Cette eau est en très faible quantité et ne peut pas être éliminée par le séchage du sol. Elle peut donc être considérée comme une partie constitutive de la particule solide.
Quantité d’eau dans le sol
Par définition, la teneur en eau du sol ou humidité du sol est le rapport du poids de l’eau contenue dans le sol au poids de ses constituants solides. Selon la quantité d’eau dans le sol, on distingue trois cas : sol totalement saturé en eau, sol partiellement saturé en eau et sol totalement sec.
Sol totalement saturé d’eau
Si l’on désigne par n la porosité du sol, par γs le poids volumique de toutes les particules, et par γw le poids volumique de l’eau, alors la teneur en eau du sol saturé wZ peut être exprimée par l’équation suivante
Sol partiellement saturé d’eau
Si l’on désigne par Ww le poids de l’eau contenue dans le sol, par Wd le poids des particules solides, c’est-à-dire le poids sec du sol, alors l’humidité du sol w
w = Ww / Wd, c’est-à-dire en pourcentage du poids sec du sol : w = 100 Ww / Wd.
Dans ce cas, l’humidité du sol peut s’exprimer par le degré d’humidité Sr, qui représente le rapport du poids réel de l’eau dans le sol au poids d’eau que contiendrait le même sol si tous les pores étaient remplis d’eau, c.-à-d. au poids de l’eau du sol saturé :
resp. pour _γ_w = 1,00 Sr = w*γs / e.
Les valeurs limites du degré d’humidité sont :
- pour un sol complètement sec w = 0; Sr = 0
- pour un sol totalement saturé w = e/γs; Sr = e/γs * γs / e = 1,0.
Fig. 6. Échantillon de sol partiellement saturé en eau
Le degré de saturation (parfois aussi appelé saturation ou degré d’humidité) s’exprime également par le rapport du volume des pores remplis d’eau au volume total des pores (fig. 6):
Sr = V2 / V1
où V2 est le volume des pores remplis d’eau, V1 le volume total des pores remplis d’eau, d’air et de gaz. Si w est l’humidité du sol en % du poids sec du sol Wd, alors nous avons
V2 * γW = w Wd, d’où V2 = w Wd / γw.
D’autre part, on a que V1 = V – Vd, et comme Vd * γs = Wd, alors
Vd = Wd / γs et V1 = V – Wd / γs.
Par conséquent, le degré de saturation du sol Sr sera
c’est-à-dire en pourcentage du poids sec du sol
Sol complètement sec
Dans ce cas, w = 0. Toute l’eau des pores a été retirée, tandis que l’eau adsorbée n’a été que partiellement éliminée, c’est-à-dire que le film d’eau existe toujours, mais son épaisseur a diminué.