Les sols et les sédiments naturels
Un sol est un mélange complexe et non consolidé de minéraux inorganiques, de matières organiques et de microorganismes vivants qui se trouvent sur la partie superficielle de la terre (Duchaufour, 1983). Un sol se forme par altération progressive d’un substrat, aboutissant à la formation de différents horizons qui définissent le profil du sol . Par ailleurs, un sédiment est un matériau granulaire qui est issu de l’altération physique et chimique d’une roche mère, et qui peut être ensuite transporté sous l’action d’un fluide comme le vent, l’eau ou la glace et finalement déposé par la gravité (Saether et Caritat, 1997).
Constituants
Un sol (ou sédiment) est un système multiphasique composé de 4 compartiments principaux : minéral (inorganique), organique, aqueux et gazeux .
Minéraux
Les minéraux contenus dans un sol/sédiment sont classés en deux catégories en fonction de leurs conditions de formation :1) Les minéraux hérités des roches sur lequel repose ce sol ou ces sédiments; ces minéraux détritiques sont parfois qualifiés de primaire et (2) des minéraux, parfois appelés secondaires, formés par altération physico-chimique des minéraux primaires ou par re-précipitation de la phase aqueuse (minéraux néoformés). Des minéraux secondaires, tels que des minéraux argileux, carbonates, oxydes ou oxy-hydroxydes sont habituellement présents dans les sols.
Minéraux argileux
Les minéraux argileux sont généralement présents dans tous les types de sédiments et de sols. Ils sont formés par l’agencement en feuillets de tétraèdres SiO4 et d’octaèdres souvent alumineux tels que Al(OH)6. Les tétraèdres sont reliés entre eux par leurs oxygènes (3 sur les 4) pour former une couche tétraédrique parfois appelée aussi couche siloxane. Celle-ci est reliée à la couche octaédrique par les oxygènes apicaux de la couche tétraédrique. Des petits cations (Fe3+, Fe2+, Mg2+ …) peuvent se substituer à Al3+ dans les sites octaédriques. Il peut y avoir également substitution de Si4+ par Al3+ (ou Fe3+) dans les sites tétraédriques. Les différentes substitutions créent alors un déficit de charge dans la structure cristalline qu’il faut compenser par des cations interfoliaires (Pauling, 1930; Grim, 1968). Les minéraux argileux sont divisés en quatre groupes, présentés ci-dessous (Murray, 2007), en fonction de l’épaisseur et la constitution du feuillet .
a) groupe des kaolinites
Elles sont composées d’une couche tétraédrique (T) liée à une couche octaédrique (O). Par conséquent, elles sont classées comme des phyllosilicates de type 1:1 ou TO. C’est la structure cristalline la plus simple. La kaolinite est un minéral nonexpansif, il est donc incapable d’absorber de l’eau dans les espaces interfeuillets. La distance inter-feuillets de la kaolinite est d’environ 0,7 nm.
b) groupe des smectites (montmorillonite)
Formée par deux couches tétraédriques encadrant une couche octaédrique, ces silicates argileux ont une structure dite de type 2:1 ou TOT. Les couches tétraédriques contiennent principalement des ions Si4+, même si quelques substitutions de Si4+ par des ions Al3+/Fe3+ peuvent avoir lieu. L’aluminium est l’ion le plus fréquent au centre des octaèdres, mais des ions Al3+ peuvent être substitués par des ions Mg2+ et Fe2+. La charge négative qui en résulte est neutralisée par divers cations hydratés adsorbés entre les feuillets. La force d’attraction entre les cations interfoliaires et les feuillets n’est pas très forte et dépend de la quantité d’eau présente. Les smectites sont donc très expansives. La distance inter-feuillets d’une smectite varie entre 1 et 2 nm selon la nature du cation interfoliaire, l’humidité, la charge du feuillet et la localisation de charge (substitutions tétraédriques ou octaédriques).
c) groupe des illites
Elles ont une structure similaire à celle de la smectite mais les contre-ions interfoliaires sont des ions K+ limitant la capacité d’expansion. L’épaisseur d’un feuillet est d’environ 1,0 nm.
d) groupe des chlorites
Les chlorites ont aussi une structure de base de type 2:1, cependant, contrairement aux smectites et aux illites, le déficit de charge est compensé par une couche hydroxyde octaédrique stable plutôt que par des cations. Comme leur structure cristalline est constituée de deux feuillets octaédriques, ils sont appelés minéraux de type 2:1:1. La chlorite est non expansive et la distance inter-feuillets est de 1,4 nm environ.
Capacité d’échange cationique
On définit la capacité d’échange cationique (CEC) comme le nombre total de moles de charges par unité de masse de solide, généralement exprimée en meq/100 g. Dans un sol ou échantillon de sédiments naturels, la CEC sera calculée à partir de la concentration de bases échangeables, tels que le calcium (Ca2+), magnésium (Mg2+), potassium (K+), sodium (Na+) et des cations acides, proton (H+) et aluminium (Al3+) (Bohn et al., 2001). Le taux de saturation en bases indique le pourcentage de sites échangeables occupés par les cations dits basiques (Na, Ca, Mg et K), tandis que l’acidité montre le pourcentage de sites échangeables occupés par les cations acides tels que H+ et Al3+. Plus le pH du sol est faible, plus la contribution des ions H+ et Al3+ à la CEC est importante.
Taille des particules et texture
La texture du sol est déterminée par sa distribution granulométrique, indépendamment de la nature et de la composition de ses minéraux. Tous les sols présentent une distribution en spectre continu de la taille des particules. En pratique, cette répartition continue est fractionnée en classes d’intervalles qui définissent les limites de taille de gravier, de sable, de limon et d’argile. Bien que l’étendue d’un intervalle et de ses limites diffère d’un pays à l’autre, les trois systèmes les plus courants sont ceux adoptés par le personnel d’enquête du sol du Département Agriculture des Etats-Unis (USDA), la British Standard Institution (BSI) et la Société Internationale des Sciences du Sol .
Phénomène de rétention des ions métalliques
Les processus chimiques à prendre en compte généralement dans les études de migration des ions métalliques sont les processus d’adsorption-désorption, de précipitation-dissolution et d’oxydation-réduction. Tous ces processus sont susceptibles de contribuer à la rétention des ions métalliques (Steefel et al., 2005; Timms & Hendry, 2007; Jacques et al, 2008). On s’intéresse ici principalement aux processus adsorption-désorption. Ci-dessous sont rappelés les différents modèles utilisés dans la littérature pour décrire l’adsorption/désorption d’un soluté sur la surface d’un solide. L’origine des phénomènes d’adsorption provient de la réactivité surfacique du solide. Les atomes situés sur la surface d’un solide ne sont pas dans un environnement isotrope et de ce fait supportent des champs de forces qui ne sont pas identiques dans toutes les directions de l’espace (environnement anisotrope). Lorsque le solide est en contact avec une autre phase, telle qu’un liquide ou un gaz, les atomes présents de cette phase vont migrer sur la surface du solide et interagir avec les atomes de celui-ci afin de diminuer le potentiel chimique de la surface du solide. Ce phénomène est l’adsorption. Plusieurs forces peuvent être à l’origine des phénomènes d’adsorption : des forces physiques (van der Waals, électrostatique) et chimiques (partage ou transfert d’électrons (Ruthven 2008 ; Gujisaite 2008).
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : ÉTUDE BIBLIOGRAPHIQUE
I.1 Contexte
I.2 Les Sols et les Sédiments naturels
I.2.1 Constituants
I.2.1.1 Minéraux
I.2.1.2 Minéraux argileux
I.2.1.3 Capacité d’échange cationique
I.2.2 Taille des particules et texture
I.3 Phénomène de rétention des ions métalliques
I.3.1 Différent modèles décrivant l’adsorption
I.3.1.1 Modèles empirique-Isothermes d’adsorption
Isotherme linéaire
Isotherme de Freundlich
Isotherme de Langmuir
I.3.1.2 Les modèles thermodynamiques
I.3.1.2.1 Complexation de Surface
Modèle de la couche diffuse
Modèle de la capacité constante
Modèle de la triple couche
I.3.1.2.2 Echange d’ions
I.3.1.2.1.1 Formalisme d’échange cationique
Convention de Vanselow
Convention de Gaines-Thomas
Convention de Gapon
I.3.1.2.3 Echangeurs d’ions multi-site
I.4 Milieux Poreux
I.4.1 Transport dans un milieu poreux saturé
I.4.1.1 Echelle de l’étude d’un milieu poreux
I.4.1.2 Volume élémentaire représentatif (VER)
I.4.1.3 L’écoulement dans un milieu poreux saturé
I.4.1.3.1 La loi de Darcy
I.4.3.1.2 Modèle pour le transport de soluté
I.4.3.1.2.1 Modèle continu
I.4.3.2.1.2.1.1 L’advection
I.4.3.2.1.2.1.2 La dispersion hydrodynamique
I.4.3.2.1.2.1.2 Le terme source (source/sink term)
I.4.3.2.1.2.1.3 Solutions pour l’équation d’advection-dispersion
I.4.3.1.2.2 Modèles discrèts
I.4.3.1.2.3 Comparaison des deux modèles
I.5 Transport réactif-le couplage chimie-transport
CHAPITRE II : TRANSPORT REACTIF DE CATIONS MAJEURS DANS UN SOL NATUREL
Résumé en Français
Article soumis dans Applied Geochemistry
Abstract
1. Introduction
2. Materials and experimental methods
2.1 Soil material
2.2 Column transport experiment
2.3 Reactive transport modeling
2.3.1 Generalities for the multi-site ion exchanger model
2.3.1.1 Sorption model for Wyoming montmorillonite
2.3.1.2 Sorption model for the natural soil
2.3.2 Sorption Model of the Natural Soil under Dynamic Conditions
3. Results and discussion
3.1. Experimental results
3.2. Assessment of our ion-exchange model under dynamic conditions
3.2.1. Comparison of experimental and predicted data
3.2.2. Relevance of our model compared to previously reported models
3.2.3. Validity of our model to describe experimental data from literature and concluding remarks
Acknowledgements
Appendix
CHAPITRE III RETENTION DE ZN(II) PAR UN SOL NATUREL
III.1 Introduction
III.2 Matériel et méthodes
III.2.1 Sol RDB-Z
III.2.2 Spéciation aqueuse et solubilité de Zn(II)
III.2.3 Expérience de l’adsorption de Zn(II) en condition statique
III.2.3.1 Saturation du sol
III.2.3.2 Mesure des isothermes d’adsorption-désorption
III.2.4 Expérience de transport réactif de Zn(II) en compétition avec Ca
III.2.5 Modèle d’adsorption et transport réactif
III.2.5.1 Modèle d’échangeurs d’ions
III.2.5.2 Modèle d’adsorption pour la montmorillonite
III.3 Résultats et discussions
III.3.1 Résultats des expériences d’adsorption-désorption en statique
III.3.2 Résultats des expériences en colonne
III.3.3 Capacité du modèle à prédire des données expérimentales reportées dans la littérature et
conclusions
CONCLUSION GENERALE
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXE
