Courbe caractéristique d’humidité ou courbe de rétention

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I.3 Propriétés hydrauliques des milieux non saturés

I.3.1 Courbe caractéristique d’humidité ou courbe de rétention

Comme on l’a vu, la zone non saturée est caractérisée par des interactions très complexes entre la phase gazeuse, la phase liquide et le support solide poreux. De ce fait, le comportement global de l’eau y est beaucoup plus difficile à représenter et à maîtriser que dans la zone saturée. La relation fondamentale dans l’étude des milieux non saturés est la courbe caractéristique d’humidité ou courbe de rétention en eau du milieu. Elle exprime la relation entre le potentiel matriciel h et la teneur en eau

θ

.

Figure I.3.1. Courbes de rétention pour deux types de sols

La figure I.3.1 présente une courbe de rétention typique (courbe A). Sur ce type de diagramme, on représente généralement l’opposé du potentiel matriciel

ψ = − h

, appelé potentiel de succion, en fonction de la teneur en eau (

θ

). Ainsi, plus la teneur en eau dans le milieu est basse, plus ψ est élevé.

Si aucune succion

ψ

n’est appliquée, le milieu est saturé en eau à la valeur

θ

_s correspondant normalement à la porosité totale (n) du milieu. Toutefois, il arrive fréquemment que la valeur de la teneur en eau à saturation soit légèrement inférieure à la porosité totale n. En effet, un peu d’air reste

généralement piégé dans le milieu poreux ou dissous dans l’eau. A faible teneur, cet air n’influence pas trop les propriétés hydrauliques mais il occupe une partie de l’espace poreux, réduisant ainsi la valeur de

θ

_s. A teneur plus élevée (quelques %), l’air piégé (entrapped air) peut toutefois entraîner une diminution appréciable de la conductivité hydraulique du milieu (FAYBISCHENKO, 1995).

Une quantification précise de

θ

_s est souvent difficile. Non seulement l’air piégé fausse la mesure, mais le matériau peut être affecté par des phénomènes de gonflement lorsqu’on le sature en eau ou de retrait lorsqu’on le désature (surtout pour les matériaux granulaires fins et argileux), faisant varier ainsi la porosité totale.

Généralement, la teneur en eau reste à saturation tant que l’on n’a pas dépassé un seuil critique de succion appliquée (fig.I.3.1, courbe A, domaine I). C’est surtout le cas pour les matériaux fins, comportant des pores de dimensions réduites. Pour que la désaturation débute, il est nécessaire d’appliquer une succion supérieure au potentiel de capillarité correspondant aux pores les plus larges.

Cette valeur critique à partir de laquelle on constate effectivement une désaturation du milieu est souvent appelée potentiel d’entrée d’air (ψa) (bubbling pressure).

Si on augmente encore la succion appliquée, la teneur en eau décroît plus ou moins rapidement et progressivement (fig.I.3.1, courbe A, domaine II). Les pores les plus larges, pour lesquels la succion à appliquer pour vaincre la force de capillarité est la moins élevée, se désaturent en premier. Progressivement des pores de dimensions de plus en plus réduites se désaturent. A un milieu granulaire bien classé (particules de dimensions relativement constantes) correspond une distribution de pores relativement uniforme. Dans ce cas, dès que la succion appliquée compense les forces de capillarité, on observe une vidange rapide et simultanée des pores, la courbe de rétention présentant une variation assez brutale de la teneur en eau

θ

pour un certain seuil de succion appliquée (fig.I.3.1, courbe A). A contrario, si le matériau est mal classé, la distribution des pores est hétérogène et la courbe de rétention montre une évolution plus lente de la teneur en eau avec la succion appliquée (courbe B).

A partir d’un certain niveau de succion appliquée (fig.I.3.1, courbe A, domaine III), on constate que la teneur en eau ne diminue plus ou seulement de façon imperceptible. Cette teneur en eau « minimale » est appelée teneur en eau résiduelle (

θ

_r). A l’instar de la teneur en eau à saturation (

θ

_s), cette valeur n’est pas toujours clairement définie. En réalité, au fur et à mesure que la succion augmente et que les pores se vident de leur eau, un autre phénomène apparaît progressivement : la continuité de la phase aqueuse diminue (fig.I.3.2). A partir d’un certain niveau de succion, les pores qui contiennent encore de l’eau ne sont plus interconnectés, si ce n’est éventuellement via l’eau hygroscopique ou pelliculaire entourant les particules auxquelles elle est fortement soudée.

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Figure I.3.2. Evolution de la continuité de la phase aqueuse en fonction du degré de saturation en eau

Pour pouvoir encore extraire de l’eau, il est nécessaire d’appliquer des succions excessivement élevées, de l’ordre de 10⁶ kPa. Les expériences visant à évaluer la courbe de rétention sont rarement poussées jusqu’à des niveaux aussi élevés de succion, qui demandent des équipements très spécialisés. On se contente donc généralement de définir

θ

_r par la teneur en eau à laquelle aucune variation importante n’est encore perceptible quand la succion est augmentée ou encore de fixer

=0

θ

r pour une succion de 10⁶ kPa (FREDLUNG &XING, 1994).

Il faut noter qu’aux succions très élevées, le transport de l’eau sous forme de vapeur devient non négligeable. Toutefois, dans nos régions, où la pluviosité et l’humidité moyennes sont importantes, la désaturation du sous-sol n’atteint jamais des degrés très élevés.

La courbe de rétention du sol constitue donc une image assez remarquable du milieu poreux, riche en informations sur la géométrie, la distribution et les dimensions des pores. Par conséquent, les propriétés texturales (courbe granulométrique, masse volumique,…) et structurales (degré d’agrégation, porosité totale) auront une influence nette sur la courbe de rétention. Ce fait sera illustré dans les applications de la recherche (site de Bovenistier).

I.3.1.1 Milieux fissurés – milieux macroporeux

Les développements précédents sont valables si l’on étudie des milieux présentant une distribution uni-modale de pores. Dans certains milieux, la distribution des pores peut être représentée avec plus de précision par une distribution bi- , voire multi-modale. Par cela on entend que la distribution des diamètres moyens des pores dans la matériau investigué présente plusieurs maxima. Généralement, un de ces maxima correspond à la valeur modale de la porosité de matrice, l’autre à des pores plus larges dont le développement est soit postérieur à la mise en place du matériau, soit lié à l’existence d’une texture particulière. L’exemple le plus caractéristique illustrant le premier cas est celui des milieux rocheux fissurés, pour le deuxième cas, les milieux meubles macroporeux.

La porosité des roches fissurées est généralement conceptualisée en deux composantes : une porosité de fissure (

n

_f) très faible et une porosité de matrice (

n

_m) pouvant dans certains cas être très élevée (jusqu’à 30 à 40% dans les craies du Crétacé de Hesbaye : B^IVER, 1993, H^ALLET, 1999). Quand le milieu est saturé, les fissures et la matrice sont saturées en eau. Toutefois, la largeur des fissures peut être telle qu’une très faible succion suffit à compenser les forces de capillarité qui y règnent et à les désaturer complètement. Par contre, au sein de la matrice rocheuse, les pores ont souvent des dimensions très réduites (de l’ordre de 10 µm pour la matrice crayeuse), nécessitant l’application de succions très élevées pour observer une désaturation.

Les milieux macroporeux ont été investigués par de nombreux auteurs (GERMANN &BEVEN, 1981a et b, BEVEN & GERMANN, 1981, LUXMOORE, 1981, WATSON & LUXMOORE, 1986, WILSON &

LUXMOORE, 1988, SMETTEM et al., 1991, CHEN &WAGENET, 1992a).

La macroporosité provient généralement d’une distribution hétérogène des particules, les plus fines (fraction argileuse) constituant des petits amas de particules (agrégats) contenant des pores de petit diamètre (porosité intra-agrégats ou microporosité), entre lesquels se localisent des pores de plus grandes dimensions (interporosité ou macroporosité). Dans certains matériaux meubles, des macropores peuvent également se développer au voisinage de la surface du sol, suite à l’action des racines de plantes, d’animaux fouisseurs ou de processus de dissolution, entraînant le développement de véritables conduits au travers du milieu. Enfin, des variations thermiques ou hydriques peuvent provoquer le développement d’une macroporosité à la suite de phénomènes de gonflement et retrait

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l’application d’une succion, les macropores se désaturent très rapidement, à l’instar des fissures en milieu rocheux. Les agrégats jouent un rôle semblable à la matrice des roches fissurées, des succions importantes devant habituellement être appliquées pour extraire l’eau qui y est logée.

Par ces analogies physiques et leurs conséquences sur le comportement hydrologique du sous-sol, les milieux fissurés ou macroporeux sont souvent étudiés avec les mêmes concepts. La courbe de rétention présente une allure assez similaire. Au voisinage de la saturation en eau, l’application d’une petite succion entraîne la désaturation rapide des macropores ou des fissures. Par la suite, une augmentation de la succion appliquée se traduit par une variation plus faible de la teneur en eau au sein du matériau (fig.I.3.3). Des observations de ce type ont été faites dans des craies en Angleterre (COOPER et al., 1990 , GARDNER et al., 1990).

Figure I.3.3. Exemple de courbe de rétention type pour un milieu fissuré ou macroporeux

On verra par la suite que la structure très particulière de ces matériaux entraîne d’importantes conséquences sur l’évolution de la conductivité hydraulique non saturée et sur le transport et le piégeage des solutés. Plus pratiquement, l’importance de tels effets structuraux sur le comportement hydrodynamique et hydrodispersif des craies en Hesbaye sera illustré.

Dans le document Laboratoires de Géologie de l’Ingénieur, d’Hydrogéologie et de Prospection géophysique (Page 53-57)