I.1. Éléments constitutifs d’un sol

Un sol est constitué de trois phases  dont une phase solide, une phase liquide et une phase gazeuse. La phase solide présentant le squelette solide du sol (effet de la taille) ; la phase liquide qui se forme par l’eau libre, capillaire et adsorbée et enfin la phase gazeuse qui renferme l’air et la vapeur.

• La phase solide

Le sol résulte de l’altération physique ou mécanique des roches. Les grains solides de sol prennent la constitution minéralogique que la roche mère. Ils ont en général des dimensions supérieures à 20μ[1].

• La phase liquide

Cette phase renferme l’eau sous différentes formes dont :

• L’eau de constitution : c’est celle qui entre en composition chimique des feuillets.
• L’eau liée ou adsorbée : elle constitue un film autour de chaque grain.
• L’eau interstitielle qui peut être soit l’eau capillaire ou soit l’eau libre qui constitue l’eau qui remonte entre les grains.
• La phase gazeuse : qui est constituée par l’air pour les sols secs et un mélange d’air et de vapeur d’eau pour les sols humides.

I.2. Classification des sols

I.2.1.  Classification par la taille des grains solides d’un sol

Cette classification est surtout basée sur la granulométrie. Le tableau I.1 classifie les différents types de sols suivant leur diamètre moyen D des grains.

Tableau I.1 : Classification des sols suivant le diamètre D

classification selon la société internationale des sols (1913)

 

I.2.2. Classification par le comportement des sols

I.2.2.1. Comportement des sols pulvérulents

Les sols pulvérulents ou sols grenus sont ceux dont la dimension est supérieure à 20μm selon la société internationale des sols (1913).

Les sols pulvérulents : sable, gravier, cailloux, blocs sont constitués essentiellement de la silice (quartz), du calcaire et d’autres roches inertes[2]. Les grains se comportent comme les granulats inertes du béton.

I.2.2.2. comportement des sols cohérents

D’après la norme internationale, les sols cohérents ou sols fins sont ceux dont la dimension est inferieure à 20μm selon la société internationale des sols (1913).

Bien que des dimensions des grains du squelette aient une influence, le comportement d’un sol fin est fonction :

• De sa composition minéralogique
• De sa teneur en eau
• Et de sa structure c’est-à-dire de la manière dont les particules sont disposées et orientées les unes par rapport aux autres.

 

I.2.2.3. Argiles

Les argiles sont de sols de diamètre moyen inferieur à 2μm. Elles proviennent de l’altération chimique  de roches et plus exactement des minéraux silicates (feldspaths, mica, …).

Leur comportement mécanique est influencé par leur structure cristalline de base qui peut être d’après Terzaghi floconneuse, à nid d’abeilles, empilement.

Les types d’argiles les plus fréquents sont : la kaolinite, la montmorillonite et l’illite.

I.3. Perméabilité

Elle est une facilité qu’offrent les sols à se laisser traverser par l’eau. Cette notion intervient en sol pour la résolution des problèmes liés aux écoulements souterrains.

L’eau coule à travers le matériau, ses particules décrivent des courbes continues connues sous le nom de lignes de courant.

La loi fondamentale de l’hydraulique des sols est la loi de DARCY. Publiée en 1856, elle exprime la proportionnalité entre la vitesse d’écoulement et le gradient hydraulique : c’est une loi expérimentale[3].

                                                    (I.1)
     La quantité d’eau (ou débit) qui traverse l’unité de surface d’une section perpendiculaire aux lignes de courant est donnée par l’expression :

                               (I.2)

Le coefficient k varie d’un sol à un autre en fonction de trois facteurs principaux[4] :

1. Les propriétés du fluide :

Le poids volumique γ du fluide et sa viscosité η, les deux valeurs sont affectées par la température varie inversement proportionnel à η.

2. Des propriétés du milieu

• Dimensions de particules : plus la dimension moyenne de grains diminue, plus la perméabilité diminue :

                                       (I.3)

• Indice des vides : en général, lorsque l’indice des vides diminue, la perméabilité également diminue :

                                            (I.4)

• Saturation : plus un sol est saturé, plus la valeur de K est grande
• Structure : le coefficient de perméabilité K pour une structure dispersée est plus faible que le coefficient de perméabilité K' pour une structure floculée.

3. L’interaction

Pour un milieu pulvérulent, l’influence de l’interaction est pratiquement nulle dans la mesure où la pesanteur et la charge hydraulique sont les seuls facteurs qui agissent dans le fluide.

C’est ainsi que la loi de DARCY n’est applicable qu’en milieu saturé et dans le cas de régime laminaire.

I.4. Propriétés mécaniques

I.4 .1. Consolidation de sols

I .4.1.1. Phénomène de consolidation

Figure I.1 : Le modèle rhéologique de la consolidation

(Source : M.CALLAUD, Mécanique des sols, propriétés des sols, tome I, 2003, p.89)

Lorsque t=0 c'est-à-dire qu’il ya pas de charge sur le dépôt, la pression interstitielle du liquide supporte le piston.

Quand on place une place une charge sur le piston, le ressort remet en équilibre le système charge-piston-eau. En d’autres termes, au temps t=n, la pression interstitielle en excès est nulle[5].

On a : à  

                

I.4.1.2. Facteurs qui affectent la consolidation

• Nature du sol
• Propriétés du sol (densité, perméabilité, teneur en eau, indices de vides, cohésion,…)
• Caractéristiques de la surcharge (triangulaire, circulaire,…)
• Mode d’application de la surcharge (soudaine ou progressive)
• Condition frontière ou condition aux limites (simple ou double)

I.4.2. Consolidation au laboratoire

Le matériel utilisé pour l’essai est appelé oedomètre ou consolidomètre.

L’accroissement de la pression se fait par étapes. Apres chaque accroissement, la charge est maintenue constante jusqu’à ce que la déformation cesse pratiquement. Celle-ci dépends du temps que l’eau met pour s’échapper du spécimen, cela peut prendre plusieurs heures même pour un échantillon de très faible épaisseur.

Quand le taux de déformation sous un accroissement de charge devient négligeable, on applique un nouvel accroissement de charge. On répète ainsi la procédure plusieurs fois jusqu’à ce que l’échantillon n’accuse pratiquement plus de déformation.

Les résultats de ces essais peuvent se présenter

• Courbe temps-déformations

1. Méthode de Casagrande

 

Figure I.2 : Déformation d’un sol en fonction du temps

(Source : Allaud, M., (2003) : Cours de mécanique de sols. Propriétés des sols. Groupe des Ecoles EIER-ETSTHER. Tome 1, Ouagadougou, p90)

1. Méthode

Figure I.3 : Contrainte en fonction du temps de consolidation

(Source : Allaud, M., (2003) : Cours de mécanique de sols. Propriétés des sols. Groupe des Ecoles EIER-ETSTHER. Tome 1, Ouagadougou, p89)

I.6.2. Résistance au cisaillement de sols pulvérulents

 

La résistance au cisaillement d’un sol pulvérulent s’influe par un certain nombre de facteurs dont l’état de capacité relative, intensité des champs de contraintes, qualité des particules, angularité des particules.

Dans une masse de sol pulvérulent ces facteurs affectent directement l’angle de frottement interne  et les mecanismes de frottement et enchevêtrement agissent directement lors du cisaillement.

Lorsque le chemin expérimental suivi permet de grandes déformations, on obtient une courbe contrainte-déformations (loi de comportement) qui a l’allure suivante.

Figure I.4 : Loi de comportement contrainte-déformation

Les approximations suivantes sont faites :

• Dans le domaine des petites déformations : on considère que le mouvement est linéaire et on applique la théorie de l’élasticité linéaire.
• Dans le domaine des grandes déformations : le comportement est irréversible, on considère que l’on peut utiliser la théorie de la plasticité parfaite.

La granularité donnée d’un sol présente un seul coefficient   donné, c’est coefficient conserve une influence constante sur le cisaillement.

La rupture du sol se produit par glissement relatif des grains les uns par rapport aux autres et non par rupture des grains eux-mêmes.[6]

Dans le sol l’effort qui peut provoquer un mouvement relatif entre les grains varie en fonction de l’état de compacité du sol.

C’est ce mouvement qui est à la base de l’enchevêtrement des grains. Le déplacement horizontal n’est possible dans les sols que s’il y a un développement supplémentaire d’énergie par rapport à l’état lâche.

C’est supplément d’énergie résulte dans une force de cisaillement supérieur pour entrainer la rupture dans une force.  Dans les grandes déformations, les résistances au cisaillement semblables quelles soient les densités initiales du fait que l’enchevêtrement devient constant dans ce cas.

La contrainte d’un sol lâche atteint son maximum à des grandes déformations et ce maximum tend vers une valeur égale à la contrainte résiduelle du sol.

En mécanique de sols la notion de courbe intrinsèque due à Caquot est la plus utilisée. C’est une théorie applicable aux matériaux homogènes et isotrope. La résistance au cisaillement des sols utilise un critère de rupture de Mohr-Coulomb qui s’énonce comme suit : la rupture est définie lorsque la contrainte de cisaillement atteint un maximum sur le plan de rupture[7]. Le champ de contrainte en un point d’un milieu sera en état d’équilibre limite si le cercle de Mohr qui le représente est tangent à la courbe intrinsèque du matériau consideré.fig I.5.

Figure I.5 : Courbe intrinsèque

(Source : Jacques L., Géotechnique 1, Cemagref, 2006, p74)

La courbe intrinsèque d’un sol est constituée par deux demi-droites symétriques par rapport à l’axe ( ) appelées droites de coulomb qui pour les sols pulvérulents passent par l’origine des axes parce qu’il n’existe pas la résistance sous contrainte normale nulle : cohésion notée c'.fig. I.6.

Figure I.6 : Droite de Coulomb

(Source : HABIB P., Génie géotechnique - Applications de la mécanique des sols et des roches, ELLIPSES, 1997. p134)

Pour un sol pulvérulent la contrainte de rupture est donnée par la relation :

                                           (I.5)

 Etant la contrainte normale et l’angle de frottement interne de sol.

[1] M.CALLAUD, Mécanique des sols, propriétés des sols, tome I, 2003, p.9

[2] M.CALLAUD,Op.cit.,2003,p.10

[3] Pierre M. mécanique des sols et des roches, partie II : propriétés hydrauliques des sols, 1994, p3

[4] Pierre M, Op.cit.p4

[5] Pierre M, Mécanique des sols et des roches, partie III : propriétés mécaniques des sols, 1994, p2

[6] Jacques L., Géotechnique 1, chapitres 4, 2006, p3

[7] Pierre M, Mécanique des sols et des roches, partie III : propriétés mécaniques des sols, 1994, p47