La teneur en eau est le paramètre fondamental pour la compactibilité, surtout dans le cas des sols fins pour lesquels ce paramètre ne peut changer que lentement en raison de l’affinité de l’eau pour les matériaux argileux.
Quelle que soit la technique utilisée, on constate que pour un sol donné, toutes choses étant égales par ailleurs, le changement de teneur en eau se traduit dans la compacité obtenue (exprimée en γd par exemple).
En construisant la variation du poids volumique sec ou de la densité sèche en fonction de la teneur en eau (figure 5.1) grâce à une série de points expérimentaux, on obtient en général une courbe dont la forme permet de définir une valeur maximale de γd notée γdmax qui correspond à une valeur de teneur en eau notée teneur en eau optimale notée wept
Figure 5.1 : Variation du poids volumique sec en fonction de la teneur en eau lors d'une opération de compactage.
Dans la pratique courante, on parlera de côté « sec » pour les teneurs en eau inférieures à l’optimum et du côté « humide » pour celles qui sont supérieures à l’optimum.
L’explication et surtout la compréhension de la forme de cette courbe sont très importantes. D’une manière élémentaire, on peut considérer que dans le cas des sols fins et dans le domaine de teneur en eau considéré, ces sols se présentent en unités élémentaires (mottes) plutôt que sous la forme de grains minéraux indépendants. On parlera souvent de sols à double porosité : la porosité intermottes et la porosité intramottes.
Considérons que ces mottes sont soumises à une action mécanique (impact d’’un dame, chargement statique ou quasi-statique). Pour des teneurs en eau relativement faibles (à gauche de l’optimum), ces mottes seront peu déformables et obtenir un « bon » arrangement sera difficile. Si l’on augmente la teneur en eau, la déformabilité augmentera et on comprend intuitivement que l’arrangement pourra s’améliorer. Initialement et du fait du foisonnement antérieur, ces sols ne sont pas saturés, le gain de compacité se fait par déformations et réarrangement des mottes, et il se traduit par une diminution de la teneur en air (très compressible) qui peut être partiellement chassé : ceci entraîne une augmentation du degré de saturation global du sol.
La quantité de solides et d’eau présente dans un état donné du sol ne change pas en cours de compactage et, en considérant que ces éléments sont très peu déformables (en pratique incompressibles), leur volume est constant.
Le calcul montre que pour une teneur en eau donnée, le maximum de compacité, donc de γd correspond à un degré de saturation égal à 1, soit :
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En pratique, on constate expérimentalement que le degré de saturation maximum obtenu par compactage ne dépasse pas 80 à 90% en moyenne pour les sols fins. Ce « blocage » correspond en fait à une variation très brutale de la perméabilité du sol vis-à-vis de l’air, en effet lorsque le pourcentage de vide d’air devient inférieur à 5 ou 10%, le sol devient pratiquement imperméable à l’air et l’air résiduel reste occlus dans les macropores. A ce stade, le sol peut toujours se déformer, mais à volume constant (coefficient de Poisson égal à 0,5) dans la pratique, on parlera du phénomène de coussin de caoutchouc ou de surcompactage.
Il est commode de tracer les courbes de compactage dans le plan (w, γd) en dessinant de plus les courbes d’équi-degré de saturation (fig.5.2), ces courbes ont pour équation 
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Fig. 5.2 : Courbe de compactage γd en fonction de w pour un échantillon
de marnes du Keuper, avec les lignes d'équi-degré de saturation.
On peut suivre dans ce diagramme l’augmentation progressive du degré de saturation du sol du côté sec (branche gauche de la courbe) et on constate lorsque l’optimum est dépassé que la courbe de compactage est à peu près une courbe d’équi-degré de saturation (ou de teneur en air constante).
Lambe (1958) avait proposé d’expliquer la forme de la courbe de compactage à partir des propriétés de surface des minéraux argileux et de la modification de l’arrangement des grains lors des changements de teneur en eau. La figure 5.3 résume cette théorie.
Fig 5.3 Influence du compactage sur la structure des sols (Lambe, 1958).
Du côté sec, la faible teneur en eau entraîne une tendance à une structure floculée (arrangement bord-face). Lorsque la teneur en eau augmente (de A vers B), cela entraîne un meilleur arrangement des grains et une augmentation de compacité, les « grains » tendent à devenir parallèles, au-delà de B, le parallélisme entre grains augmente (structure dispersée), mais la compacité diminue car le gain de teneur en eau provoque un accroissement de distance entre les éléments. Des observations de Pacey (1959) sur la microstructure ont confirmé cette théorie.
Cette théorie est assez séduisante, cependant si elle permet de visualiser les phénomènes, elle semble difficilement transposable aux sols naturels argileux en fonction de la structure en mottes généralement rencontrée.
D’une manière simplifiée, on peut dire que dans tous les sols l’eau agit comme un « lubrifiant » du côté sec en favorisant l’arrangement des grains, puisque du côté humide l’augmentation de teneur en eau à degré de saturation constant se traduit par une diminution de compacité.
D’autres auteurs interprètent les courbes de compactage sur le côté sec comme des courbes d’égale portance du sol ou d’égale résistance au cisaillement : l’augmentation de teneur en eau est compensée par une augmentation de compacité : les mesures de résistance en compression simple décrites plus loin vont bien dans ce sens.
