Rapport d`activité - Pôle Alpin d`études et de recherche pour la

260 route du Pin Montard
06560 SOPHIA ANTIPOLIS
Tél 04 92 96 75 28
Fax 04 92 96 75 25
Université de Nice-Sophia Antipolis (UNSA)
Université Pierre et Marie Curie (UPMC)
Acri ST
Centre National de la Recherche Scientifique (CNRS)
Institut de Recherche pour le Développement (IRD)
Bureau de recherches géologiques et minières (BRGM)
Institut Français pour l’Exploitation de la Mer (IFREMER)
Service Hydrographique et Océanographique de la Marine(SHOM)
Centre National des Arts et Métiers (CNAM PACA)
Professeur Jean Virieux
Directeur du Gis Curare
http://curare.unice.fr
Rapport Intermédiaire d’activité
GIS CURARE - Année 2006
AXE 1 Animateur Mr Yves GUGLIELMI
Glissements et instabilités à terre
Zone d’intérêt de la Haute Tinée
MEMBRES FONDATEURS
NOUVEAUX MEMBRES
MEMBRES OBSERVATEURS
AVEC LE SOUTIEN DU
Site Web : http://curare.unice.fr
Adresse mel : [email protected]
GIS CURARE
Glissements et instabilités à Terre
Zone d’intérêt de la haute Tinée
BILAN 2005 – 2006
Responsable du Projet
Tél
Fax
E-mail
Yves GUGLIELMI (MC1)
[+33] (0)4 92 94 26 71
[+33] (0)4 92 94 26 10
[email protected]
Vallée de la Haute Tinée
Vue de la rive gauche entre Saint Etienne de Tinée et Isola
Photographie prise depuis le Mont Gravière par H.Jomard
Intitulé du laboratoire
Participant au projet
AXE1
Géosciences Azur UMR6526 *
CEREGE – UMR6635
**
Laboratoire des Sc.de
la Terre – UMR5570**
ACRI-ST*
INERIS**
CETE Méditerranée**
Géosciences**
LBNL**
Organismes Adresse (ville)
de tutelle
UNSACNRS-IRD
CNRS
Nom du responsable Statut
du
du projet dans le responsable
laboratoire
Sophia-Antipolis Y.Guglielmi
MC1
Nice
Aix en Provence D.Bourles
PR
UCBJENSLyon
Lyon
C.Delacourt
MC1
Entreprise
Entreprise
Min.
Equipem.
UFCBesançon
Sophia-Antipolis
Nancy
Aix en Provence
Nice
Besançon
O.Lesne
G.Senfaute
J.F.Serratrice
J.L.Perez
C.Bertrand
Ingénieur
Ingenieur
Ingénieurs
MC1
Berkeley (USA)
C.F.Tsang
Sénior scientist
* membre fondateur du GIS Curare, ** Collaborateur et sous-traitant
1
1/ PROCESSUS ETUDIES ET OBJECTIFS DU PROJET
Ce projet s’intéresse aux processus réglant l’évolution temporelle et spatiale de la
stabilité mécanique des versants rocheux hétérogènes. Son premier objectif est de
développer une approche permettant de contraindre au mieux l’aléa gravitaire à l’échelle
d’un territoire. En particulier, dans une zone montagneuse très urbanisée comme la Côte
d’Azur, comprendre les mécanismes d’instabilités de pentes est un enjeu majeur pour
l’aménagement et la gestion du risque régional. Dans le domaine dédié à l’étude des
processus d’instabilités gravitaires, beaucoup de concepts et d’outils sont déjà à la
disposition des ingénieurs et sont donc déjà pratiqués dans le cadre des bureaux d’études.
Le deuxième objectif de ce programme est de s’intéresser aux problèmes « clés » qui sont
du domaine de la recherche fondamentale :
- La relation entre l’échelle des phénomènes, les propriétés hydrauliques et
mécaniques des masses rocheuses et l’évolution de ces propriétés. Les
glissements de terrains sont généralement traités à l’échelle du désordre actif à un
instant donné. Cependant, ce désordre s’inscrit systématiquement dans un volume
plus grand lui aussi soumis à des déformations antérieures plus ou moins encore
actives. Traiter le phénomène visible peut alors s’avérer inefficace parce que
celui-ci n’est que la conséquence d’un processus beaucoup plus important.
- Les processus de rupture dans les versants. En ingéniérie, la rupture gravitaire
dans un versant est encore très souvent ramenée à un problème localisé dans le
versant au niveau d’une surface (« surface de rupture »). De plus, l’évolution
temporelle du processus n’est jamais prise en compte. La réalité est toute autre
puisqu’il est maintenant communément admis que la rupture dans un versant est
un processus progressif lié à des effets d’endommagement dans la totalité du
versant et fortement dépendants du temps.
- Les effets couplés entre circulations d’eau et stabilité des versants qui ne sont
actuellement que très peu étudiés bien que par ailleurs reconnus comme un des
facteurs préparatoire et déclencheur déterminant des instabilités.
2
2 / MOYENS MIS EN ŒUVRE : UNE APPROCHE PLURI-DISCIPLINAIRE
Pour étudier ces questions, une double approche géographique et temporelle pluridisciplinaire a été développée. Sur le plan géographique, une approche régionale a été
menée à l’échelle du massif montagneux (partie occidentale du massif de l’ArgentéraMercantour, vallée de la Haute Tinée depuis Saint Sauveur sur Tinée jusqu’a Saint
Dalmas le Selvage), et précisée par une approche détaillée locale à l’échelle du versant.
Trois sites ont été instrumentés en détail, le versant de Valabres-Isola, le versant de la
Clapière et le versant du Pra. L’évolution temporelle des processus a par ailleurs été
analysée à grande échelle de temps (environ depuis 20000 ans), et dans l’actuel par des
mesures géophysiques permanentes.
Des méthodes nouvelles ou encore peu utilisées pour l’étude des instabilités de versant
ont été mises en oeuvre :
- Datation au 10Be des surfaces de rupture. Cette méthode a été utilisée pour la
première fois dans le monde dans le cadre de ce programme. Elle permet une
datation absolue des évènements gravitaires sur une période de 10000 ans à
actuelle, permettant ainsi d’estimer la récurence de ces évènements en relation
avec les facteurs climatique et tectoniques régionaux.
- Imagerie de la rupture et de l’état hydrique des versants par géophysique
électrique répétée dans le temps. Cette méthode a été testée pour explorer l’état
de déformation interne du versant et pour localiser les relations entre zones
déformées et zones saturée en eau.
- Suivi des déplacements en X, Y et Z par micro-réseau GPS. Des protocoles de
suivi en continu des déplacements rapides de versant par GPS ont été développés.
Ces protocoles visent à résoudre d’une part les problèmes liés aux forts effets de
relief sur la qualité des mesures d’autre part à s’approcher du traitement des
mesures en temps réel.
- Suivi des déformations infinitésimales par des inclinomètres. C’est la première
fois que cette approche est appliquée à l’étude des déformations d’un versant.
L’idée est d’utiliser les déformations infinitésimales quotidiennes du versant pour
caractériser sa rhéologie et son état d’instabilité.
- Suivi des infiltrations d’eau et de leurs effets sur la stabilité des versants par
analyse en continu de la chimie des eaux de sources. La variation de chimie des
eaux de sources est une information sur l’état global des circulations d’eau dans le
versant et des interactions avec la roche de celui-ci. L’approche a été testée pour
évaluer l’évolution de ces interactions en fonction d’une part des évènements
climatiques et d’autre part des déformations du versant.
3
3 / PRESENTATION ET ANALYSE DES DONNEES : LIAISON ENTRE UN SIG ET
UN MODELE NUMERIQUE SOPHISTIQUE INTEGRANT LES COUPLAGES
ENTRE PROCESSUS THERMO-HYDRO-MECANIQUES et CHIMIQUES
D’une part les données de type et d’échelle différents ont été référencées dans un SIG. Ce
travail a été réalisé en liaison avec l’axe 4 du GIS. Des cartes thématiques, géologiques,
hydrogéologiques et des instabilités gravitaires ont été réalisées et archivées. D’autre
part, les mesures réalisées ont été analysées par une approche numérique prenant en
compte les phénomènes complexes de couplages entre processus physiques. Par exemple,
une infiltration d’eau dans un versant produit une augmentation de pression qui induit
une déformation mécanique du versant. En retour, la déformation du versant modifie la
taille des pores et induit une variation de pression et un changement dans les circulations
d’eau. Ces processus couplés sont complexes (i) parce qu’ils se situent dans des milieux
naturels hétérogènes (ii) parce qu’ils se produisent près de la surface topographique. En
effet, la forte hétérogénéité des états de contraintes près de la surface induit des effets très
différents entre le pied, le milieu et le haut d’un versant. Pour les analyser, il n’existe pas
de solution analytique, et le recours à des modélisations numériques sophistiquées est
nécessaire. Nous présentons dans ce programme un des premiers essais de couplage
entre un SIG et un modèle numérique régional 3D prenant en compte les processus
Thermo-Hydro-Mécaniques et Chimiques (Figure 1).
Figure 1 : Modéle Thermo-Hydro-Mécanique de la Haute-Vallée de la Tinée dédié à
l’analyse spatiale et temporelle des processus d’instabilités de versants.
4
Premièrement, ce modèle permet d’analyser les différents processus mesurés par la
méthode des différences finies. Des analyses de détail par sites ont aussi été réalisées
pour interpréter plus finement (plus de complexité dans les modèles, analyse par
plusieurs codes différents) les signaux enregistrés. Elles sont détaillées dans les « workpackages » concernés. Deuxièmement, ce modèle permet une représentation dynamique
des aléas à l’échelle du territoire et en fonction des évènements climatiques ou
tectoniques qui peuvent se produire. Plus précisément, à partir d’un état initial, il permet
d’estimer la réponse des versants à une sollicitation (orage dans un secteur du territoire
par exemple) et il peut garder en mémoire l’effet de sollicitations antérieures (prise en
compte de l’endommagement du versant). Ce travail est en cours. Il constitue l’essentiel
de la deuxième année du programme et il se poursuivra jusqu’à fin 2006.
4 / PRINCIPAUX RESULTATS OBTENUS
4.1 / Evolution à long terme des versants (10 000 ans) en relation avec l’évolution des
conditions tectoniques et climatiques.
Les déformations gravitaires des versants ont été étudiées à l’échelle de la bordure ouest
du massif du Mercantour par une approche cartographique multi-paramètrique. Il existe
peu d’exemples dans le monde où une telle approche a été mise en œuvre à une telle
échelle et avec autant de disciplines représentées. Cela a permis de comparer les
déformations gravitaires avec les structures tectoniques cassantes et l’hydrogéologie du
massif. Des datations au 10Be et par les traces de fission ont été réalisées pour reconstituer
l’histoire tectono-climatique régionale. Les déformations gravitaires (escarpements de
failles gravitaires) ont aussi été datées et replacées dans le contexte historique depuis
10000ans. A plus petite échelle, des sites de référence ont été choisis pour étudier les
liens entre déformations gravitaires et tectoniques ainsi que pour établir la chronologie
relative de ces déformations. Le résultat majeur de ce travail est qu’à grande échelle de
temps, il est possible de quantifier l’évolution d’un versant jusqu’à la rupture à partir de
critères morpho-structuraux et de datations absolues. La rupture dans une pente rocheuse
apparaît ainsi principalement progressive. Dans l’espace du versant, elle est d’abord
diffuse dans l’ensemble du versant selon une progression temporelle depuis le pied de
celui-ci puis elle se localise autour d’hétérogénéités majeures pour finalement donner un
glissement de grand volume. En couplant datations et analyse morpho-structurale, il est
possible d’établir une courbe de déplacement du versant en fonction du temps (Figure 2).
En couplant, analyse morpho-structurale et analyse hydrogéologique (basée sur la
cartographie des aquifères et l’interprétation des variations de débit et de chimie des
sources), il est possible d’établir une relation non linéaire entre déformation et
perméabilité du versant. Cette déformation dépendant par ailleurs du temps. Cette
relation repose sur des critères macro-mécaniques « simples » et est en cours
d’implémentation dans les codes de calculs numériques développés en partie précédente.
L’hypothèse de travail repose sur une approche type « Continuum Damage Mechanics »
pour représenter les versants à l’échelle régionale. L’évolution des états de contrainte
dans le premier kilomètre de la croûte sera estimée et en retour recalée par rapport aux
modèles géodynamiques relatifs aux changements climatiques et tectoniques récents.
5
Figure 2 : Taux de déplacement en surface du versant de la Clapière pour une période de
10000 ans. Ce taux est calculé en couplant une analyse morphologique quantitative des
déformations gravitaires du versant avec les ages (obtenus par datation au 10Be) de ces
déformations.
4.2 / Effets couplés Thermo-Hydro-Mécaniques dans les versants rocheux fracturés.
Le lien entre les fluides (air et eau) et la déformation des versants a été étudié par deux approches.
De grands dispositifs d’imagerie par géophysique électrique ont été testés sur différents
glissements actifs dont par ailleurs la structure était déjà relativement bien connue. Cette
approche est prometteuse parce qu’elle permet d’identifier des zones très résistives déstructurées
et des zones moins résistives relativement plus saines. Il est ainsi possible d’imager la
déformation interne d’un versant qui se traduit par une partie « superficielle » résistive et une
partie profonde conductrice. La présence d’une zone de cisaillement à la limite des deux zones se
marque par un fort gradient de résistivités. La présence d’eau entraîne une chute globale des
résistivités. En répétant les mesures entre une période sèche et une période humide, il est alors
possible de localiser et de suivre l’évolution des zones saturées. Ces mesures couplées avec des
mesures géodésiques en surface permettent de relier la déformation d’un versant aux écoulements
d’eau. En surface, deux approches géodésiques originales ont été développées pour suivre les
déformations du versant : des micro-réseaux de GPS permanents et de tiltmètres à base courte ont
été développés pour effectuer le suivi 3D en continu des déformations avec une précision
respective de l’ordre du millimètre et du micromètre. Les GPS s’avèrent précieux pour
comprendre le comportement d’un grand volume rocheux actif (comportement syn-rupture)
tandis que les tiltmètres permettent le suivi du comportement élastique saisonnier ainsi que la
dégradation progressive du versant jusqu’à la rupture (comportement pré-rupture). Des codes de
calculs ont été adaptés pour l’analyse des déformations mesurées qui prennent en compte les
processus thermo-hydromécaniques complexes qui en sont les causes. Il s’agit de développement
de routines de couplage entre un code de simulations hydrogéologiques et thermohydrochimiques (TOUGH) et un code de calcul mécanique basé sur la méthode des éléments finis
(FLAC3D). Les résultats actuels montrent que la déstabilisation d’un versant est non seulement
contrôlée par des variations de contrainte effective mais aussi par des transferts de contraintes liés
aux variations de diffusivité hydraulique et/ou thermique et de résistance mécanique du massif.
Par ailleurs, le type de sollicitation macro et micro-mécanique du massif est très différent selon le
mode de chargement thermique ou hydraulique. La figure 3 donne un exemple du comportement
mécanique d’un versant rocheux sous l’effet d’une variation du niveau piézomètrique de
l’aquifère situé à sa base.
6
Figure 3 : Déformation en surface et en profondeur d’un versant rocheux sous l’effet des
variations de pression d’eau. Les flèches noires et grises correspondent respectivement
aux vecteurs déplacement et aux rotations lorsque le niveau piézomètrique de l’aquifère
situé en pied de versant baisse. Ce modèle montre que une baisse de niveau entraîne une
fermeture mécanique des pores (fractures) dans la zone saturée en eau du versant. Cette
fermeture se traduit par un basculement général de la surface vers la vallée. Dans la
partie haute du versant, ce mouvement induit des déformations en traction tandis que, en
pied de versant, des déformations en cisaillement se produisent.
4.3 / Comportement rhéologique des versants rocheux.
Une approche expérimentale en laboratoire nouvelle a été élaborée, en partie financée par le GIS
CURARE. Un matériau aux propriétés élasto-fragiles et plastiques permet de reproduire les
propriétés mécaniques d’un massif montagneux. Un protocole expérimental reproduit le
chargement gravitaire à grande échelle du massif. Il permet d’étudier des modèles tridimensionnels de grande taille avec des bords libres aux formes quelconques pour simuler la
surface topographique. Des failles de géométrie complexe (non planaire) peuvent être introduites
dans le modèle. Ce dispositif a permis de montrer que les déformations gravitaires impliquent
l’ensemble du massif jusqu’à des profondeurs kilométriques. Les modèles permettent d’expliquer
en particulier les structures en « Deep Seated Gravitationnal Deformations » qui correspondent à
des mouvements lents de volumes supérieurs à 50 106 m3 et qui se rencontrent dans tous les
massifs montagneux. Si des hétérogénéités sont introduites dans le modèle, des mouvements
gravitaires de plus petits volumes sont simulés. Les effets tridimensionnels apparaissent alors
prédominants pour l’initiation et la propagation de la rupture.
7
Figure 4 : Exemple de rupture complexe d’un versant rocheux découpé par des failles
kilométriques parallèles. La ligne blanche correspond à la surface topographique initiale
du versant avant que le chargement par la gravité n’ait été provoqué. 1 centimètre sur la
photo représente 500 mètres dans la réalité. Il apparaît des déformations profondes et un
tassement de la partie haute du versant. En pied un basculement se produit entraînant un
éboulement superficiel au niveau de la vallée.
8
5/ RESULTATS DETAILLES PAR WORKPACKAGE
Tableau 1 : Tableau récapitulatif des participants aux différents workpackages.
Workpackage
WP1a, WP7a
WP1b,WP7a
WP1b
WP1b
WP1b
WP1b
WP1b, WP4
WP1b
WP1b, WP4, WP7a
WP4
WP1b, WP2d, WP3,
WP5, WP6, WP7a
WP2a, WP2b, WP7a,
WP7b
WP2a, WP2b
WP2a, WP2b
WP2d, WP3, WP6
WP4, WP6
WP6
WP6
WP1a
WP1a
WP2c, WP7a, WP7b2
WP6
WP2c
WP2c
WP4
WP1b, WP2b, WP7a
WP5, WP7a
WP5
WP5
WP6
WP6
WP7b
Role
Datations 10Be
Géologue struct.
Titre
MCF
CR
Nom du participant
F.Bigot-Cormier
M.Sosson
Géologue struct.
Géol.socle
Géol.socle
Géol.socle
Géophysique,
géomorphologie
Géomorphologie
Essais Méca et
Géophy
Essais Méca
Hydromécanique
GPS
PR
MCF
MCF
Master2
Doc.
J.F.Stéphan
M.Corsini
Y.Rolland
G.Sanchez
H.Jomard
Nom du laboratoire / entreprise
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Doc.
MCF
S.El Bedoui
T.Lebourg
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Doc.
MCF
M.Hernandez
Y.Guglielmi
Géosciences Azur
Géosciences Azur
MCF
J.M.Noquet
Géosciences Azur
IE
IR
PostDoc.
C.Pambrun
N.Ueno
F.Cappa
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
MCF
MCF
PR
CR
PR
IR
IR
IR
E.Tric
S.Bouissou
A.Chemenda
R.Braucher
D.Bourles
O.Lesne
A.Thoraval
P.Bigarre
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Géosciences Azur
Cerege
Cerege
ACRI-ST
INERIS
INERIS
IR
C.Dunner
INERIS
I
J.F.Serratrice
CETE
I
MCF
PR
Doc.
Staff Sc.
SeniorSc.
I
J.L.Perez
C.Bertrand
J.Mudry
S.Binet
J.Rutqvist
C.F.Tsang
C.Renou
CETE
Géosciences Besançon
Géosciences Besançon
Géosciences Besançon
LNBL
LNBL
ACRI-ST
GPS
GPS
Hydro-meca et
modélisation
Modélisation
Modélisation
Modélisation
Datation 10Be
Datations 10Be
GPS
Modélisation
Mesures de
contraintes
Mesures de
contraintes
Essais
mécaniques
Géologue
Hydrochimiste
Hydrogéologue
Hydrogéologue
Modélisation
Hydrogéologue
MNT
9
Tableau 2 : Liste des workpackages
WP1a
WP1b
WP2a
WP2b
WP2c
WP2d
WP3
WP4
WP5
WP6
WP7a
WP7b
Datation des évènements catastrophiques dans la Haute Tinée
Déchiffrage du signal tectonique dans l’Argentera
Suivi permanent et en temps réel des grands mouvements de versant
Suivi des déplacement de surfaces hétérogènes par photographies numériques
diachroniques en continu
Monitoring creep deformation in the Upper Tinée Valley
Suivi des déformations d’origine thermo-hydromécanique d’une falaise par un
réseau d’inclinomètres haute résolution
Auscultation passive micro-sismique des micro-ruptures/micro-déplacements
dans une falaise rocheuse : application au site de Valabres
Estimation des propriétés mécaniques des versants
Estimation des propriétés hydrauliques des versants
Production de modèles numériques et physiques pour étudier la stabilité des
versants rocheux hétérogènes
Elaboration de documents synthétiques à l’échelle de la Haute vallée de la Tinée
Visualising deformation in the Upper Tinée Valley from high accuracy MNT
Les documents élaborés dans le WP7a ont été fournis à l’axe4 du GIS et intégrés dans le
SIG de la Haute Tinée.
10
Bilan du workpackage 1a
Signal tectonique dans l’Argentera, ses causes et conséquences.
Chercheurs impliqués : M. Corsini, Y. Guglielmi, Y. Rolland, M. Sosson
Etudiants : H. Jomard, G. Sanchez, L. Sonnette.
1. Résultats généraux:
Comme cela avait été clairement affiché lors du projet, les relations entre les structures
préexistantes dans le socle, tégument et couverture et la localisation des déstabilisations de
versants ont été particulièrement recherchées et analysées.
Les recherches ont été entreprises selon deux approches, l’une morphostructurale et l’autre
couplée entre l’analyse structurale et les analyses géochronologiques (Ar/Ar, traces de fission)
Des secteurs cibles ont été étudiées en détail : le secteur nord du massif dans la région du
Camp des Fourches, la vallée de la Tinée et la terminaison méridionale du massif (secteur de
la Vésubie). Des cartes de détails ont été réalisée qui entreront dans la réalisation de
documents finaux du GIS et seront intégrés dans la base de données.
Dans les grandes lignes, ces recherches ont permis de montrer les points suivants.
A. Le calendrier tectonique relatif des accidents du socle et de sa couverture :
1) des failles du socle fortement pentées, orientées globalement NW-SE sont les plus
anciennes et ont été plusieurs fois actives : i) délimitant des petits bassins triasiques, ii)
jouant en failles normales synsédimentaires au cours du Jurassique supérieur, et iii)
correspondant actuellement au réseau de fractures ouvertes en relation directe avec les
zones de glissement.
2) des chevauchements à vergence SW affectant la couverture et le socle ont joué un rôle
important dans l’exhumation du massif depuis 33 Ma. Ces chevauchements sont par
endroit recoupés par les failles NW-SE (vallée de la Tinée).
3) des failles normales globalement N-S et N20-40 sur le versant nord-ouest du massif
(Camp des Fourches) sont les plus récentes et recoupent la couverture mais aussi des
surfaces glaciaires. Ce réseau de failles est aussi associé à des glissements.
B. Il semble bien que la localisation des instabilités de versant soit directement liée à la
présence des structures faillées affectant le socle du massif. La géométrie du réseau de
failles et de fractures par rapport à la topographie conduit en effet les versants à leur
déstabilisation avec ou non l’interaction d’autres facteurs (voir résultats des autres axes du
GIS).
C. Un fait marquant a été la découverte sur plusieurs sites de failles et zones de fracture (le
long desquels se placent des glissements) décalant très nettement des surfaces glaciaires
ou des éboulis et moraines glaciaires. Ceci signifie donc que le signal tectonique a joué
un rôle après la période glaciaire, période durant laquelle on note une nette accélération de
l’apparition des instabilités de versant (âges obtenus d’après des analyses sur
cosmogéniques ; Bigot et al., 2005).
D. D’un point de vue plus global, mais nécessaire pour comprendre l’évolution tectonique du
massif et ainsi le rôle du signal tectonique sur les instabilités, les analyses
géochronologiques (Ar/Ar) effectuées durant le projet dans cet axe 1, ont permis de
décrypter l’évolution de la dénudation du massif en correspondance directe avec des
phénomènes géodynamiques.
2. Etudes de détail
1) La zone de Colle Longue et le glissement de la Clapière
Une cartographie de détail a été réalisée à partir de photographies aériennes et d’une étude de
terrain dans la Haute Tinée, sur la zone de déstabilisation de Colle Longue et sur la zone du
glissement de la Clapière (Fig. 1 et 2).
Fig. 1. Réseau de fractures, zone de déformations et zones de glissement, reliées à la
déstabilisation du versant de Colle Longue, rive gauche de La Tinée au Sud de St Etienne de
Tinée.
Une analyse fine de la morphologie a permis de reconnaître et de caractériser les zones de
déformation gravitaire post-glaciaires. C’est donc l’ensemble de ce grand versant qui subit
depuis la dernière glaciation une déstabilisation spectaculaire. Le glissement de la Clapière ( à
gauche sur la figure 1) en est un des témoins marquants (Fig. 2).
Fig. 2 Carte de détail du glissement de la Clapière.
2) Secteur du Camp des Fourches, glissement du Pra
La zone du Camp des Fourches a été choisie pour : 1) décrypter les relations
chronologiques entre les différents accidents du socle et 2) préciser les relations entre les
failles récentes et les mouvements gravitaires en particulier avec le glissement du Pra qui
se trouve au sud ouest de cette zone d’étude (Fig. 3).
L’analyse de terrain montre l’existence de nombreuses failles décalant des morphologies
récentes, comme des polis glaciaires (Fig. 4). Le caractère exclusivement tectonique de
ces structures est supporté par le fait qu’elles ne sont pas influencées par la topographie.
Notamment, elles recoupent perpendiculairement les lignes de crêtes (exemple au niveau
de la photo de la figure 5). Ces structures affectent également des éboulis (Fig. 10). Ces
observations indiquent qu’une partie des jeux tectoniques récents notamment en faille
normale, identifiés par l’étude des couples failles-stries (Fig. 6), sont post-glaciaires, donc
post-8000 ans. La relocalisation des foyers des séismes par Deuguerce (2005), juste au
nord de la zone étudiée, se place exactement dans l’alignement des structures étudiées, ce
qui montre que ces failles récentes sont vraisemblablement encore actives (Fig. 7). Le
glissement gravitaire du Pra (Fig. 8) prend naissance sur le prolongement du système de
faille active, plus au SE.
* Fig. 6
* Fig. 5
* Fig. 4
* Fig. 12
Fig. 3. Carte géologique de la zone du Camp des Fourches. La localisation des photos
(Figures 8-10 est indiquée).
E
W
Marqueurs d’un
jeu récent
Poli glaciaire
Glissement du Pra
SW
NE
Journˇ e GIS le 06/03/06
Fig. 4. Polis glaciaires décalés au niveau du Lac Morgon (localisation sur la figure 3).
SSW
NNE
NNW
NNE
N 160
Fig. 5. Faille normale N160°E recoupant une surface moutonnée (localisation sur la figure 3).
Noter la prolongation du système de faille en arrière plan, en pied de pente à gauche.
Fig. 6. Prolongation au nord de la faille identifiée en Fig. 5. Noter l’effondrement des éboulis
dans la partie centrale de la faille (photo de gauche), et le miroir de faille (photo de droite). La
prolongation nord de la faille est encore perceptible dans la morphologie en arrière-plan (lac
et col).
Fig. 7. Relocalisation des foyers de
séismes vers Jausiers (Degueurce, 2005).
Ces données replacées sur un MNT SRTM
(pas de 80m) sont en accord avec la
présence d’une faille active orientée
N160°E, se prolongeant par le système de
failles du Camp des Fourches (Fig. 9-10).
Fig. 8. Photographie vers le Nord montrant le glissement du Pra (bordure supérieure du
glissement, surlignée en gras). Noter que le glissement prend naissance sur le réseau de failles
actives,
identifié
plus
haut,
marqué
ici
par
des
surfaces
grisées.
N140
N140
Glissement
du Pra
3. Les causes : évolution tectonique et de la dénudation
L’analyse de la déformation ductile, précoce alpine, menée dans l’ensemble du massif indique
la présence de nombreux couloirs cisaillants dextres orientés NW-SE ainsi que des
chevauchements E-W à vergence sud. Les principaux accidents sont indiqués en Fig. 9. Dans
ces zones de cisaillement, des minéraux néoformés (principalement phengite-chlorite),
permettent de quantifier les conditions Pression-Température (P-T) contemporaines de la
déformation. Les estimations P-T obtenues sont comprises entre 7.5 kbar (~24 km) et 4 kbar
(~12 km) et 300-350°C.
Gorge Grosse
Valetta
6,5 kbar
4 kbar
Fremamorte
Fˇrisson
Autier
Foux
4 kbar
7,3 kbar
7,5 kbar
6,5 kbar
Fig. 9. Estimations thermo-barométriques (P-T) des zones de cisaillement alpines
Pour caler la chronologie absolue des mouvements tectoniques, nous avons daté des phengites
prélevées dans les queues de cristallisation, pour lesquelles la température de fermeture du
système 40Ar-39Ar est inférieure à 350°C. Les ages obtenus sont présentés sur la Fig. 10. Ils
montrent un étalement entre 33 et 20 Ma.
Fremamorte
22 Ma (Corsini et al., 2004)
Fig. 10. Chronologie des déformations (40Ar-39Ar sur phengite syn-cinématique)
L’ensemble des données P-T et chronologiques permet de construire le trajet P-T-t de la
figure 11. Celui-ci indique un enfouissement maximum vers 33 Ma, puis un soulèvement à
une vitesse de 1,5 mm/an entre 33 et 22 Ma.
1,5 mm/an
Fig. 11. Chemin P-T-t du massif de
l’Argentera, d’après l’analyse P-T, et
40Ar-39Ar sur phengite des zones
de cisaillement, complété par les données
Traces de Fission sur zircon et apatite
de Bigot et al. (2002, 2006).
0,75 mm/an
Les données traces de fission obtenues par Bigot et al. (2002, 2006) sont cohérentes avec ce
schéma, et indiquent un ralentissement de l’exhumation à partir de 20 Ma (0.75 mm/an entre
20 et 0 Ma).
La dénudation du massif résulte donc du jeu de zones de failles ductiles - fragiles à échelle
crustale identifiées sur le terrain. Ce dispositif correspond à un système de rampes de socle
associé à une forte composante décrochante dextre. Un dispositif qui est actif depuis 33 Ma.
Au front de ce système de rampe, sont identifiées des failles normales à regard W et SW.
Cette tectonique en extension locale est particulièrement bien exprimée dans le secteur du
Camp des Fourches (Fig. 13). Elle semble indiquer qu’au cours de la surrection du massif le
versant SW s’effondre par le jeu de ces failles normales. Des failles qui comme nous l’avons
vu précédemment décale des surfaces glaciaires. Le massif serait donc encore aujourd’hui en
cours de dénudation, une dénudation facilitée par le jeu de ces failles et par les glissements
qui participent activement à son érosion.
Bilan du workpackage WP1b
L’apport des cosmonucléides produits in situ dans la chronologie
des événements gravitaires de la vallée de la Tinée
Participants (Utilisation des cosmonucléides).
R. Braucher
D. Bourlès
F. Bigot-Cormier
CR
PR
MC
CEREGE UMR 6635
CEREGE UMR 6635
Géosciences azur
F. Recorbet
Thésarde
CEREGE UMR 6635
[email protected]
[email protected]
[email protected];
[email protected]
[email protected]
Objectifs et méthode
La décompression des versants et la pente laissée par l’érosion mécanique des glaciers sont en
partie à l'origine de nombreux glissements de terrain et écroulements qui jalonnent les vallées
alpines. Toutefois, dans la plupart des vallées, aucune information d’ordre chronologique quant à
l’âge de l’initiation des glissements et des premières manifestations gravitaires à l’échelle du
versant n’est disponible. De part leur mécanisme de formation, les cosmonucléides produits in situ
s’avèrent être adéquats pour répondre à cette problématique.
Lorsqu’une roche est profondément enfouie, elle n’est pas exposée au rayonnement
cosmique responsable de la production de cosmonucléides. Cette roche ne contient donc
pas ce type d’élément. Lorsque cette roche arrive à la surface ou proche de celle-ci suite à
des mécanismes érosifs ou gravitaires, elle rentre en contact avec le rayonnement cosmique
qui va permettre la production de cosmonucléides dans les minéraux constitutifs de cette
roche. L’évolution au cours du temps du nombre d’atomes, peut être décrite de façon
simplifiée par l’équation différentielle :
x
ε
Po
× e(-Λ) × [1-e-t× (Λ+λ)] )
C(x,t) =
ε
+λ
Λ
où N(x,t) est le nombre d’atomes à une profondeur (x) donnée dans la roche au temps (t),
P0 le taux de production à la surface (at/g/an), Λ (g/cm²) la longueur d’atténuation de la
particule incidente, ε (g/cm²/an) le taux d’érosion et λ (an-1) la constante de désintégration
radioactive.
Ceci est illustré par la Figure 1 : Evolution des concentration en
10
Be en fonction du temps
d’exposition pour deux taux d’érosion (nulle en rouge, non nulle en bleu).La roche arrive en
surface et commence à accumuler des cosmonucléides. Tant que la production de cosmonucléides
est supérieure aux pertes par érosion ou radioactivité, on observe une accumulation en
cosmonucléides qui se traduit par une augmentation linéaire des concentrations. Lorsque la
production et équilibrée par les pertes, un état stationnaire est atteint et l’accumulation cesse, on
atteint un plateau dont la hauteur dépend du taux d’érosion que subi la surface.
La mesure des concentrations en cosmonucléide et la connaissance du taux de production au site
étudié permettent de déterminer un âge d’exposition, c’est à dire l’âge depuis lequel la roche
étudiée est en interaction avec le rayonnement comique. Sur la Figure 1 : Evolution des
concentration en 10Be en fonction du temps d’exposition pour deux taux d’érosion (nulle en
rouge, non nulle en bleu)., si l’on considère que l’érosion du site étudié est négligeable,
l’intersection entre la valeur de la concentration mesurée et la courbe rouge (pas d’érosion) permet
de déterminer un age minimum d’exposition. Cet age est minimum car si l’érosion n’était pas nulle,
l’intersection entre la valeur de concentration mesurée et la courbe correspondant à l’érosion du site
(par exemple la courbe bleue) donnerait un age plus vieux.
1.E+08
Zone plateau.
La production est ègale aux pertes
Zone d'accumulation.
La production est supérieure aux pertes
1.E+07
érosion nulle
érosion non nulle
10
Be (at.g-1)
Concentration mesurée
1.E+06
1.E+05
1.E+04
Age minimum
si érosion nulle
Age si érosion non nulle
1.E+03
0
1
10
100
1 000
Temps d'exposition (ka).
10 000
100 000
Figure 1 : Evolution des concentration en 10Be en fonction du temps d’exposition pour deux taux
d’érosion (nulle en rouge, non nulle en bleu).
Comme nous l’avons vu, la production en cosmonucléide est due à l’interaction entre le
rayonnement cosmique et les minéraux des roches exposés proches de la surface. Cette
interaction implique que l’énergie du rayonnement s’atténue avec la profondeur de roche
traversée ce qui se traduit par une diminution exponentielle de la production en fonction de
la profondeur.
Dans le cas d’escarpement (en forme de marche d’escalier), on peut considérer que
l’espace est divisé en deux pour un échantillon mis à jour. Pour une moitié de cet espace la
production se fait directement comme si l’échantillon était en surface et pour la seconde
moitié de l’espace, il faut considérer la profondeur x par rapport à la surface topographique
(Figure 2 Correction de la production pour un échantillon d’un escarpement.. Le mode de
calcul des ages d’exposition pour de tels échantillons prend bien sûr en compte cette
difficulté.
Figure 2 Correction de la production pour un échantillon d’un escarpement.
Les sites étudiés et les résultats.
La Clapière
Le site du méga glissement de la Clapière sur la commune de Saint Etienne de
Tinée est le mieux contraint chronologiquement. Des roches moutonnées ainsi des
escarpements ont été échantillonnés et datés (Figure 3 : Photographie montrant les points
échantillonnés et leurs âges d’exposition pour le site de la Clapière..
Les analyses 10Be permettent de reconstituer l’histoire de ce versant pour la période 20 000
ans à l’actuelle. Une des surfaces glaciaires est datée à environ 18 000 ans, deux autres à 11
000 ans.
L’étude des arrachements a mis en évidence trois épisodes de glissement vers 10 000 ans,
6 000 – 7 000 ans et, plus récemment, vers 3 000 ans. Toutes ces ruptures majeures du
versant ne se corrèlent pas clairement avec les épisodes climatiques reconnus sur la zone
même si l’épisode 6 000 - 7 000 ans pourrait être relié à la période d’optimum climatique.
Une évolution progressive de la rupture semble plutôt se produire sur une durée de
10 000 ans. Celle-ci est initiée en pied de versant selon des failles préexistantes puis
progresse vers l’amont de façon diffuse dans le réseau de fractures tectoniques du versant.
Ce mécanisme se poursuit jusque vers 3 000 ans, moment où une rupture majeure se
localise en milieu de versant donnant naissance au glissement de grande ampleur actuel de
La Clapière.
Figure 3 : Photographie montrant les points échantillonnés et leurs âges d’exposition pour le site de la
Clapière. (Tiré de Bigot et al. 2005)
Figure 4 : Chronologie des différentes rupture et comparaison avec les événements climatiques
reconnus pour la même période. (Tiré de Bigot et al. 2005)
Haute Tinée, Vallon des lacs de Vens
Il semblerait que pour ce site (proche des lacs de Vens), on retrouve un âge lié à la
déglaciation (PR04-05 ) dont la jeunesse par rapport aux ages de la Clapière pourrait être
due à la différence d’altitude entre les deux sites. Les 4 autres ages pourraient être reliés à
des ruptures gravitaires vers 8 000 ans et 3 000 ans en accord relatif avec la Clapière.
Malbosc et Gordolasque
Pour ces deux sites, où théoriquement seuls des escarpements ont été échantillonnés, il est
difficile de conclure sur l’origine « gravitaire » des objets datés ; En effet il serait plus
opportun de relier certains de ces ages à la déglaciation (PR04-17 ; PR04-18 ; PR04-45 ;
PR04-43). Seuls trois ages seraient ainsi à relier aux événement de rupture observés à la
Clapière (PR04-19, PR04-20, PR04-21)
Tableau 1 : récapitulatif des échantillons analysés
Echantillon
Localisation
Lithologie
Tin03-11
Tin03-12
Tin03-13
Tin03-14
Tin02-05
Tin02-04
Tin02-06
Tin02-07
Tin03-16
Tin03-17
Tin03-18
Tin03-19
Tin02-08
Tin02-03
Tin03-21
Tin02-02
Tin03-09
Tin03-10
PR04-05
PR04-06
PR04-08
PR04-09
PR04-17
PR04-18
PR04-19
PR04-20
PR04-21
PR04-43
PR04-45
Rabuons
Rabuons
Rabuons
Rabuons
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Clapière
Rabuons
Rabuons
Vens
Vens
Vens
Vens
Malbosc
Malbosc
Malbosc
Malbosc
Malbosc
Gordolasque
Gordolasque
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
gneiss
quartzite
quartzite
quartzite
quartzite
quartzite
quartzite
quartzite
Altitud
e (m)
1482
1481
1478
1470
1740
1735
1750
1750
1826
1827
1825
1834
2221
1610
1602
1615
1482
1482
1740
1838
1850
1950
1990
2000
2010
2100
2105
2217
2225
Type de surface
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp
Glaciaire.
Glaciaire.
Glaciaire.
Glaciaire.
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp ?
Scarp ?
Scarp
Scarp
Scarp
Scarp ?
Scarp ?
Age 10Be
(années)
10891 ± 1132
10281 ± 1151
9558 ± 1082
10540 ± 1076
1083 ± 257
8390 ± 2172
7266 ± 1726
5179 ± 1733
8222 ± 847
6295 ± 1165
6900 ± 1320
6725 ± 1109
5642 ± 642
2073 ± 557
3067 ± 1027
18217 ± 4328
12466 ± 2057
11382 ± 1188
9214 ± 1398
8272 ± 1469
7566 ± 1215
3354 ± 564
12532 ± 2693
15047 ± 3895
7778 ± 1641
1072 ± 1074
6859 ± 973
9132 ± 1622
12546 ± 1889
Le site du Pra où ont été localisées des roches moutonnées et des ruptures sera
échantillonné fin Août 2006.
Production scientifique
Articles.
Bigot-Cormier F., Braucher R., Bourlès D., Guglielmi Y., Dubar M. and Stéphan J.-F.
Chronological constraints on processes leading to large active landslides. EPSL 235 (2005)
141– 150
Congrés.
Bigot-Cormier, F J, Braucher, R Bourles, D Guglielmi, Y Recorbet, F Dubar, M
Stephan, J (2005), Chronological Constraints on Processes Leading to Large Active
Landslides Using in Situ 10Be, Eos Trans. AGU 2005 Fall Meeting, 86(52), Fall Meet.
Suppl., Abstract U33A-0012
2006
Bilan du Workpackage WP2a
Les mouvements d’un grand versant rocheux fracturé par GPS :
exemple du versant de La Clapière
Claude Pambrun, Jean-Mathieu Nocquet, Yves Gugliemi, Mami Ueno
Introduction
Depuis 2003, 4 stations GPS installées dans le cadre du projet européen RETINA permettent
de suivre en continu les mouvements associés au glissement de terrain de la Clapière. 2
stations monofréquence sont situées dans la zone instable. Deux stations bifréquence, l’une
située dans la vallée de la Tinée (CLAP) et l’autre située au dessus du glissement (lac de
Rabuons, RABU) permettent de mesurer la déformation tectonique locale et servent de
stations de référence pour suivre les mouvements du glissement.
Figure 1 : Carte des stations GPS de surveillance du glissement de terrain de la Clapière.
CLP1 est situé dans la zone de glissement principal. CLP2 est situé sur un lobe secondaire .
Ces données nous permettent actuellement de déterminer la position des sites avec une
précision de l’ordre du centimètre. L’objectif de ces mesures est à la fois scientifique et
appliqué. Il s’agit de :
•
à partir des séries temporelles de positions, caractériser les mouvements des stations,
et essayer ensuite de déterminer les paramètres physiques contrôlant les variations
spatio-temporelles du glissement
•
tester/valider la méthodologie GPS continu comme outils de suivi et de surveillance
du glissement de terrain. En effet, les mesures GPS peuvent être réalisées par tout
temps (pas de visibilité inter-site requise) et potentiellement avec un échantillonnage
temporel dense (e.g. 1 mesure par seconde), complétant ainsi une surveillance par
tachéomètre.
Mesures
Les stations enregistrent les signaux de code et de phase émis par les satellites GPS avec une
cadence de 30s. Les stations situées dans le glissement enregistrent seulement sur une
fréquence et ne permettent qu’un positionnement local, tandis que les stations RABU et
CLAP enregistrent l’ensemble des signaux GPS disponibles. Dans le cadre du GIS CURARE,
les mesures acquises depuis 2003 ont été pérennisées fournissant des séries temporelles sur
une période de plus de trois ans. En 2005, le système d’acquisition a été rendu plus robuste.
Depuis le début de l’année 2006, 100% des données ont été acquises avec succès (figure ci
dessous).
Figure 2 : Pourcentage de données
disponibles pour les quatre stations au
cours du temps. Des améliorations en
2004 et 2005 ont permis d’améliorer la
fiabilité de l’acquisition des données.
Flux de données
Les données sont transmises par lien radio (870 Mhz) en temps quasi-réel (quelques secondes
après leur acquisition). Les fichiers d’observation au format RINEX (permettant le calcul de
la position) sont créés en temps réel à réception de chaque observation sur un PC situé dans la
vallée de la Tinée. Ce protocole a été développé à Géosciences Azur. Dans le cadre du GIS
CURARE, une liaison ADSL a été installée. Les données sont pour l’instant rapatriées
quotidiennement. Un rapatriement horaire est envisagé prochainement. Les données de CLAP
et RABU sont mises à disposition gratuitement toutes les 24 heures sur le site FTP du réseau
national GPS permanent (RENAG, ftp renag.unice.fr).
Traitement et résultats
Trois types de traitements sont réalisés :
1) les stations bi-fréquence CLAP et RABU sont incluses dans le traitement du réseau
RENAG avec les autres stations GPS de l’arc alpin. Ce traitement permet de tester la stabilité
des sites de référence et nous fournit une solution de référence pour les autres calculs.
Figure 3 : Evolution de la ligne de base CLAP-RABU.
2) Le calcul des 4 stations est réalisé avec le logiciel Ashtech Solution. Le calcul consiste à
estimer les positions quotidiennement à partir des mesures de code et de phase sur la porteuse
L1. Dans ce calcul, la station CLAP est gardée fixe et les déplacements sont représentés par
rapport à ce point.
La figure ci-dessus montre les séries temporelles de la ligne de base CLAP-RABU. Ce calcul
permet de tester la stabilité des sites de référence et d’estimer la précision de notre calcul.
On voit que la dispersion des positions quotidiennes est de 1 cm sur les composantes
horizontales, avec quelques jours avec des écarts > 2 cm. On observe par ailleurs un fort
signal annuel sur la composante verticale sans doute lié à une modélisation imparfaite du
retard subi par l’onde GPS dans les basses couches de l’atmosphère contenant de la vapeur
d’eau.
Le traitement réalisé dans le cadre du RENAG est représenté en bleu sur la série temporelle
de la distance séparant RABU de CLAP. Ce traitement réalisé avec le logiciel
GAMIT/GLOBK est le calcul le plus précis possible. Il montre que le terme annuel sur
RABU est aussi présent. Dans les solutions de RENAG, la stabilité long-terme de CLAP est
de ~0.5 mm/an tandis que RABU présente un résidu de ~3 mm/an par rapport aux autres sites
de l’arc alpin. C’est pourquoi dans la suite, CLAP sera utilisé comme site de référence pour
représenter les mouvements des stations situées dans le glissement de terrain.
3) Le dernier calcul réalisé est un calcul en mode cinématique. Dans les calculs précédents,
une position (supposée fixe) était obtenue à partir d’une session de 24 heures de données. En
mode cinématique, nous estimons une position à chaque époque d’observation. Ce calcul a
pour but de déterminer si des variations de la position se produisent sur des périodes de
quelques secondes à quelques heures. Le logiciel de calcul est développé à Géosciences Azur.
Les résultats sont encore préliminaires, mais représentent un premier pas vers un calcul temps
réel en vue de la surveillance.
Nos résultats indiquent qu’une précision centimétrique peut être atteinte, mais que dans le cas
de La Clapière où la montagne masque une partie des satellites vus par la station, les résultats
se dégradent très fortement dès que le nombre de satellites visibles diminue et/ou ne réalise
pas une géométrie correcte dans le ciel (ce point est quantifié par le PDOP – position dilution
of précision). L’année prochaine nous étudierons spécifiquement ce problème.
Figure 4 : exemple de calcul cinématique sur
la ligne de base RABU-CLAP.
La dispersion des mesures est centimétrique.
Ponctuellement, on observe une dégradation
brutale de la qualité de la position. Le calcul
indique que cela se produit le plus souvent
lorsque le nombre de satellites décroît et ne
réalise plus une bonne géométrie (PDOP
élévé) dans le ciel.
Evolution des mouvements depuis 2003
Figure 5 :Evolution des vecteurs CLAP-CLP1 et CLAP-CPL2 au cours du temps
Le déplacement cumulé sur la période 2003-2006 est de 76 cm pour CLP1 et de 87 cm pour
CPL2, correspondant à une vitesse moyenne sur cette période de 32 cm/an et 37 cm/an
respectivement. Cependant, pour les deux points, cette vitesse n’est pas constante au cours de
la période. On observe tout d’abord un ralentissement général de la vitesse de glissement pour
les deux sites.
Dans le détail et à l’échelle de quelques mois, on observe plusieurs phases. Au début de
l’expérience fin 2003, les vitesses augmentent pour les deux sites. Depuis le début 2004, au
contraire le mouvement se ralentit. Pour CPL2, ce ralentissement comporte clairement deux
phases : l’une entre le printemps 2004 et la fin 2004 ; l’autre commence début 2005 et est
toujours en cours et présente une vitesse moyenne plus faible que la période précédente.
Pour les stations CLP1 et CPL2, on ne note pas de signal annuel clair. Par contre, des
changements de vitesses hautes fréquences existent. Sur des périodes de quelques jours à
deux semaines (la durée minimum sur laquelle nous pouvons estimer une vitesse) les
changements de vitesse se corrèlent avec les précipitations. Cependant, il existe des
changements non associés à des épisodes de précipitation
Figure 6 : Corrélation de la vitesse des sites CLP1 et CPL2 avec les précipitations
enregistrées sur le glissement
Conclusions
Les mesures obtenues depuis 2003 et pérennisées grâce aux GIS CURARE indiquent que le
glissement de La Clapière est en phase de ralentissement. Cependant, superposées à ce
mouvement général, il existe de nombreuses variations de la vitesses de glissement allant de
la période quelques jours à quelques dizaines de mois. Ces variations hautes-fréquences ne se
relient pas directement aux infiltrations hydrologiques bi-annuelles. Enfin, nous notons un
comportement cohérent entre CPL1 situé dans le glissement principal et CPL2 situé dans le
lobe secondaire suggérant que les mouvements que nous mesurons par GPS affectent la plus
grande partie du glissement.
AXE I - GIS Curare
Glissements et instabilités à Terre
Zone d’intérêt de la Haute Tinée
Rapport sur WP2c
ACRI-ST
18 Juillet 2006
Participants :
Olivia LESNE, ACRI-ST
Camille RENOU, ACRI-ST
1. Introduction
Le volet WP2c de l’axe 1 du GIS CURARE a pour objectif de mettre en place une méthode
de suivi de déformations par mesures GPS continu sur l’un des versant instables de la vallée
de la Haute Tinée. Ce travail s’inscrit en complément d’un projet européen FORESIGHT
(Frequent Observation-driven Realistic Evaluation and Simulation of Interacting Geophysical
Hazard Triggers) défini dans le cadre du 6 ème PCRD.
2. Emplacement du site
La première étape du travail avait consisté en 2005 en une reconnaissance des sites
potentiellement dangereux de la vallée de la Haute Tinée et susceptibles de mettre en danger
la population ou de causer d'importants dommages aux infrastructures. En effet, cette vallée
est caractérisée par de fortes pentes affectées par l'action couplée du climat et de la tectonique
active. Ce phénomène, toujours mal connu à ce jour, est d’ailleurs l’un des axes de recherche
du projet. En conséquence, de nombreux sites de la Haute Tinée sont des candidats potentiels
à un suivi en continu de la déformation.
Fig. 1: Principaux glissements de terrain (La Clapière et Le Pra) et falaises à éboulements (Isola et
Valabres) endommageant régulièrement les routes et villages de la vallée de la Haute Tinée.
Suite aux expertises menées sur le terrain et à de nombreuses réunions avec les chercheurs de
Géosciences Azur impliqués dans cet axe, il avait été décidé de concentrer notre étude sur le
glissement d’isola, site supposé instable et caractérisée par des mouvements lents de type
« creep » et favorisée par des infiltrations d'eau. Sur cette zone, les instabilités gravitaires sont
susceptibles d'évoluer vers des ruptures rapides types glissements loupe de petits volumes
Axe 1 Gis Curare
3/12
et/ou des détachements de blocs. Des traces de tels évènements sont clairement visibles dans
le versant situé immédiatement en aval rive droite du village. Ce glissement est typique des
versants rocheux trouvés de part le monde (Japon, Taiwan, etc...).
De plus, la proximité du village d’Isola (Fig. 2) et la présence du camping directement
surplombé par le glissement (Fig. 3) rendent ce site particulièrement menaçant pour les
populations, notamment avec l’affluence des touristes en saison estival.
Ce glissement semble similaire au stade initial du glissement de la Clapière. Son étude est
donc primordiale pour comprendre le déclenchement et l’évolution de cet éboulement
typique de la vallée. Ce glissement semble être caractérisé par un mécanisme en mouvement
continu de type creep, mais pourrait également être affecté par des variations saisonnières,
traduites par des accélérations du mouvement en raison de l'infiltration d'eau lors de fortes
précipitations. Les observations GPS permettront de vérifier si ce mouvement est de type
creep avec effet de poro-elasto-plasticité ou avec effet de « flow induced damage».
Fig. 2: Emplacement de la station GPS sur la zone de glissement de type « creep » près du
village d’Isola, et surplombant le camping.
Fig. 3: Vue sur le camping d’Isola depuis le glissement
(emplacement du site GPS) le surplombant.
Axe 1 Gis Curare
4/12
3. Dispositif
3.1. Mise en place du dispositif
Le système GPS a été installé en Septembre 2005 sur la zone instable afin de mesurer en
permanence l’évolution du glissement (Fig. 2). Les données étaient alors récupérées une fois
par mois, directement sur site. Le système a maintenant évolué (depuis Juillet 2006) vers un
dispositif temps quasi réel avec transmission des données par modem radio depuis le site
d’observation jusqu’au local du Conseil Général à Isola village, puis transmission par ftp
depuis le Conseil Général jusqu’à ACRI-ST (Sophia-Antipolis). La mise en place de ce
système permet maintenant de récupérer et de traiter les données en temps quasi-réel à
ACRI-ST.
Le système est actuellement composé de (Fig. 4 et Fig. 5) :
™ 1 récepteur GPS bi-fréquence Ashtech Z-Xtreme et une antenne Ashtech Geodetic IV
™ 1 régulateur de charge
™ 2 panneaux solaires de 80W chacun
™ 4 batteries solaires de 40Ah chacune
™ 1 modem radio (émetteur), Fig. 6
pour le système GPS situé sur le glissement et :
™ 1 PC portable
™ 1 modem radio (récepteur)
™ 1 connexion ADSL
sur le site du Conseil Général à Isola village.
Fig. 4: Schéma simplifié de l’installation du système de surveillance GPS en temps quasi-réel.
Axe 1 Gis Curare
5/12
Fig. 5: Système GPS (le récepteur GPS bi-fréquence, les batteries solaires, le
modem radio et le régulateur sont protégés pour résister à d’éventuels éboulements).
Le récepteur GPS a donc enregistré les données pendant les 4 derniers mois de l’année 2005
et continue d’enregistrer sur l’année 2006 afin de détecter d’éventuels déplacements inédits
sur les mouvements lents du versant rocheux présentant une forte altération en place.
Axe 1 Gis Curare
6/12
Fig. 6: Système GPS (l’antenne du modem radio pour la transmission des données
en temps quasi-réel est située au niveau du mât sur lequel est posée l’antenne GPS).
3.2. Récupération et transmission des données
Un script a été développé à ACRI-ST pour la récupération automatique des données
enregistrées sur le récepteur GPS et pour la transmission par ftp vers ACRI-ST. Ce script est
installé sur le PC portable situé dans le local du Conseil Général à Isola et permet :
le rapatriement et la décompression des données GPS (fichiers U vers fichiers B, E, et
S) par modem radio du récepteur GPS vers le PC à Isola (via MicroManager).
la vérification du transfert des données par modem radio du récepteur GPS vers le PC
à Isola avec envoie d’un mail en cas de disfonctionnement
l’archivage locale (sauvegarde sur PC local) des données GPS
la vérification de l’état de l’ADSL
• si « out of order », archivage locale (PC local) des données
• si « ok », transfert des données par ftp vers ACRI-ST
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Fig. 7:Extrait du script de récupération et transmission automatique des données GPS.
Fig. 8: Exemple d’utilisation de MicroManager. Ce logiciel permet le paramétrage du récepteur GPS
(sessions de mesures, intervalle des mesures, nb de satellites minimum, etc…) et la récupération
automatique des données GPS par modem radio.
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4. Traitement des données
Les données sont traitées avec le logiciel GAMIT/GLOBK développé conjointement par le
Massachussets Institute of Technology (MIT), Scripps Institution of Oceanography (SIO), et
Harvard University.
Le récepteur GPS a été programmé de façon à enregistrer des sessions de données de 6h. Le
script automatique est donc lancé 4 fois par jour pour la récupération et la transmission de ces
fichiers vers ACRI-ST. Les 4 sessions sont ensuite transformées depuis le format propriétaire
Ashtech vers un format standard indépendant du type de récepteur, appelé RINEX (=
Receiver Independant EXchange) puis concaténées à l’aide du logiciel TEQC (The MultiPurpose Toolkit for GPS/GLONASS Data) pour donner un fichier journalier.
Fig. 9: Chaîne de récupération, transmission et traitement des données GPS.
Pour le traitement des données, nous utilisons un script automatique permettant le traitement
en temps quasi-réel et faisant appel au logiciel GAMIT/GLOBK (Fig. 9). Avec ce script, les
données sont traitées le lendemain de leur enregistrement, donc de façon journalière afin de
minimiser les erreurs aléatoires de période infra-journalières.
Le traitement consiste à obtenir la position relative du site ISOL, situé sur le glissement de
terrain, par rapport à un site de référence, situé sur une zone stable. Nous avons donc utilisé
les sites déjà en place et gérées par Géosciences Azur : RABU et CLAP (Fig. 10). Ces
stations permanentes font partie du réseau REGAL (Réseau GPS Alpes). Les coordonnées a
priori de ces sites de référence ont donc été préalablement calculées de façon très précise et
sont fixées pour chaque session de mesure. Nous appliquons un traitement en doubles
différences sur la fréquence L1 seule, sans estimation de paramètres troposphériques. Cette
stratégie de calcul est justifiée par les courtes distances séparant le site de référence et le site
situé sur le glissement de terrain. Toutes les ambiguïtés de phase sont ainsi résolues.
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Fig. 10: Emplacement du site GPS ISOL (Isola) par rapport aux sites de référence RABU
(Rabuons) et CLAP (Clapière). Les sites CLP1 et CPL2 sont situés sur le glissement de terrain de
La Clapière et sont gérées par Géosciences Azur.
5. Résultats et perspectives
Les trois composantes (nord, est et vertical) et la longueur des lignes de base ISOL/RABU et
ISOL/CLAP sont présentées sur les Fig. 11 et Fig. 12 et sont données avec leurs incertitudes.
Les résultats mettent en évidence un signal saisonnier dans les séries temporelles, et plus
particulièrement sur la composante verticale. Ces variations sont essentiellement liées aux
effets de charge qui induisent des déformations de la croûte terrestre dues aux
déplacements/transferts de masse (atmosphère, océans, hydrologie continentale).
L’amplitude de ce signal annuel est plus ou moins important selon le site de référence ce qui
indique également un effet local. Ainsi, avec le site de RABU comme référence, le signal
saisonnier est très prononcé. Ce signal doit donc être analysé afin d’en estimer l’amplitude et
le retirer des mesures pour se concentrer uniquement sur le signal de déplacement du
glissement de terrain.
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Fig. 11:Séries Temporelles des 4 composantes (N, E, V, longueur) de la ligne de base ISOL-RABU
Fig. 12: Séries Temporelles des 4 composantes (N, E, V, longueur) de la ligne de base ISOL-CLAP
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De part la localisation du site de CLAP (versant opposé et décalé par rapport à l’axe de plus
grande pente du versant d’Isola) par rapport à ISOL (Fig. 10), il est difficile pour l’instant
d’interpréter les résultats. En ce qui concerne les résultats par rapport au site de référence
RABU situé sur le même flan de la vallée, les composantes nord, est et verticale semblent
montrer un déplacement de ISOL par rapport à RABU. Le site d’ISOL glisserait à une vitesse
de ~9 ± 3 mm. Ce résultat est à confirmer une fois le signal saisonnier analysé et sur une
période de mesures plus longue.
Depuis Septembre 2005 et jusqu’à fin 2006, différentes situations climatiques ont été et seront
observées sur la zone ce qui devrait permettre, après interprétation des résultats, de suivre
l’influence des conditions météorologiques sur le glissement. Cinq stations météorologiques
sont implantées à proximité du site :
3 stations Météo France situées à Isola 2000, Auron et Saint Etienne de Tinée;
1 station installée par Géosciences Azur près du site GPS du glissement de La Clapière;
1 station installée par Geosciences Azur et située près des instruments hydrogéologiques
surveillant la falaise de Valabres.
Le site GPS d’Isola bénéficie donc de mesures météorologiques précises, issues de ces
différentes stations. L’objectif pour la fin de l’année 2006 est de définir et de quantifier
d’éventuelles corrélations entre les précipitations et les mouvements de l’instabilité
gravitaire.
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Bilan du workpackage Wp2d
Suivi des déformations d’origine THM d’une falaise
par un réseau d’inclinomètres haute résolution
Ci après, un article soumis à International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences
qui synthétise les travaux actuellement réalisés dans le cadre du WP2d et en partie dans le
cadre du WP6
------------------------------------------------------------------------------------------------The hydromechanical Behavior of a Complex Rock Slope
in Response to Free Water-Surface Movements
Y. Guglielmi a*, F. Cappa a, J. Rutqvist b, C-F. Tsang b and A. Thoraval c
a
b
Geosciences Azur, CNRS-UNSA-IRD-UPMC, Sophia-Antipolis - France
Lawrence Berkeley National Laboratory, Earth Sciences Division, Berkeley - USA
c
INERIS, Ecole des Mines de Nancy, Nancy - France
* Corresponding author. Fax: (+33) 4.92.94.26.71
E-mail address: [email protected] (Y. Guglielmi)
Abstract
To better understand the role of groundwater-level changes on large-scale rock-slope deformation, a
fractured carbonate rock slope (30 m × 30 m × 15 m) was extensively instrumented for detailed
hydraulic and mechanical measurements during water-level changes. The slope is naturally drained by
a spring that can be artificially closed or opened by a water gate. In this study, a 2-hour slopeemptying experiment was analyzed. Changes in fluid pressures and deformations were simultaneously
monitored at the discontinuities and in the rock matrix, using short-base extensometers and
pressuremeters, as well as tiltmeters fixed at the slope surface. Field data were analyzed with different
coupled hydromechanical (HM) codes (ROCMAS, FLAC3D and UDEC).
Field data indicate that in the faults, a 40 kPa pressure fall occurs in 2 minutes and induces a 0.5 to
31 × 10-6 m normal closure. Pressure fall is slower in the bedding planes, lasting 120 minutes with no
normal deformation. No pressure change and no deformation are observed in the rock matrix. The
slope surface tilts towards the interior of the slope, with magnitudes ranging from 0.6 to 15 × 10-6 rad.
Modeling of the field experiments by the three numerical approaches shows equivalent results. A
good match for both slope surface and internal measurements is obtained when a high variability of
slope-element properties is introduced, with stiffnesses of knfaults = 10-3 × knbedding-planes and
permeabilities of khfaults = 103 × khbedding-planes. A nonlinear correlation between hydraulic and mechanical
discontinuities properties is proposed. A parametric study shows that slope deformation depends
primarily on HM effects in a few highly permeable and highly deformable discontinuities located in
the basal saturated part of the slope. Thus, the entire slope deformation can be restored with a
simplified slope HM model, with those few discontinuities embedded in continuous zones with
equivalent properties. Periodic free water-surface movements cause local strain accumulations related
to the contrasting HM behavior for high and low-permeable elements of the slope. Finally, surface-tilt
monitoring appears to be a promising method for characterizing the HM behavior of a slope and for
detecting its progressive destabilization.
1
Key words: Fractured rock slope; Multi-permeability; Matrix-fracture hydromechanical interactions;
Simultaneous pressure and deformation measurements; Hydromechanical numerical modeling;
Tiltmeter monitorings.
1. Introduction
Understanding coupled groundwater and mechanical processes in complex fractured and
porous rocks is essential for the safety and efficiency of subsurface and slope-stability
engineering, and thus for the security and economic well being of the general public.
Although poorly documented, water is often mentioned as a triggering mechanism for rock
failure and thus the cause for rock slides (Erismann et al., 2001). Sartori et al. (2003) clearly
observed that “explosion-like failure of rock slabs and sprays of water under pressure”
characterized the events preceding the 19991Randa rockslide (22 × 106 m3) in Switzerland.
Similar observations have been made in other cases in which events in general have been
triggered close to and above the main spring draining the aquifer contained in slope.
Groundwater can also play a role in acceleration of rock-slope movements. For example,
Cappa et al. (2004) found clear correlations between periods of seasonal water infiltration and
accelerations of the La Clapière rock slide (60 × 106 m3) in the Southern French Alps. Such
observations indicate that groundwater flow and mechanical deformations are intimately
coupled and cannot in general be analyzed independent of each other. For example, a change
in the groundwater flow along with increased fluid pressure in geological media will induce
mechanical deformations, which can then change the hydraulic properties of the media, and
thus affect groundwater flow. Such coupled effects are especially prevalent in fractured rock,
where fluid flow is concentrated within highly permeable and deformable rock fractures. As a
result of the importance of such hydromechanical (HM) effects, we developed a field
experiment dedicated to the study of these effects in fractured rock slopes. First, we present a
brief bibliographic review of HM effects in fractured rock and of the specific HM behavior of
those rocks close to the land surface. Second, field measurements are analyzed, and a fully
coupled HM numerical analysis and sensitivity study are presented. We conclude by making
some general considerations regarding HM behavior in fractured rock slopes under free-water
oscillations.
2. Hydromechanical Effects in Fractured Rock Slopes
2.1 A brief review of hydromechanical effects in fractured rock
The hydromechanical behavior of fractured rock has been studied primarily through
laboratory specimens on single fractures, and secondarily in the field, within the deep
saturated zone of large fractured rock masses (Tsang and Witherspoon., 1981; Bandis et al.,
1983; Raven and Gale, 1985; Rutqvist and Stephansson., 2003). Usually, intact rock has
relatively low permeability. The flow of water concentrates along pre-existing discontinuities
or along discontinuities induced by progressive failure occurring in the massif. Numerous
laboratory tests on single fractures show that fracture permeability is quite sensitive to
changes in fractures aperture, which, in turn, depend on the state of stress acting on the
fracture (Cook, 1992; Gale, 1975; Hopkins, 2000; Henry and Sibai, 1997). Under normal
stress loading, fracture permeability depends on effective stress variation, as a function of the
amount and spatial distribution of void spaces between the fracture surfaces (Pyrak-Nolte and
2
Morris, 2000). A decrease in fracture voids under increasing stress leads to a decrease in
fracture permeability. Under shear stress, induced fracture-slip permeability first increases
because of dilatancy. Then, gouge production linked to fracture asperity damage may induce a
clogging of the void spaces and a lowering of its permeability (Makurat et al., 1990; Olsson
and Barton, 2001).
In fractured rock masses, within a complex fracture-network geometry hydromechanical
processes depend on the coupled effects within fractures and their hydraulic and mechanical
connections with other fractures, as well as the orientation and magnitude of the effective
stress state (Myer, 1991; Cornet and Morin, 1997). In addition, scale effects and sampling
disturbances indicate that hydraulic and mechanical properties derived from a small-scale
laboratory sample might be significantly different from that in the field (Rutqvist and
Stephansson, 2003). As a consequence, it is difficult to derive in situ hydromechanical
properties of fractured rock masses from laboratory data.
For characterizing the in situ hydromechanical properties and phenomena of fractured rock,
field experiments coupled with numerical analysis of in situ data would appear to be the best
strategy (Rutqvist, 1995a and b). In a few previous studies, hydraulic well testing has been
applied to investigate in situ coupled hydromechanical effects in fractured rock (e.g., Doe et
al., 1987; Rutqvist, 1995a and b). In those studies, fracture hydraulic properties are estimated
from pressure and flow rate measurements, taking into account the fracture deformation. As a
consequence, such hydraulic testing also enables the estimate of fracture mechanical
properties. Recently, such hydraulic testing methods were improved by adding highfrequency fracture-deformation measurements and applied to evaluate a pressure pulse
(Cappa et al., 2005). That study showed that the in situ behavior of a single fracture strongly
depends on the hydromechanical behavior of the surrounding fractured rock mass. However,
such experiments investigate the in situ hydromechanical behavior of fractured rock from an
axisymmetric geometry, centered on measurements in a well intersected by a single fracture.
Very few experiments have carried out simultaneous measurements at different locations
within an in situ fracture network (e.g. Gale, 1975; Gertsch, 1990). Two characteristics of the
hydromechanical behavior within the rock mass are often deduced:
• The Time-dependent response of the fracture network can be characterized by a delayed
response, with a time lag of a few minutes to a few hours at some points (Cappa et al., 2005).
• Pressure-deformation variations may be contrasted depending on the measuring points. For
example, pressure increases in some fractures located at a distance from an experimental well
where a pressure drawdown is performed. This effect is described in poroelastic theory as the
Nooderbrum effect (Wang, 2000).
The coupled hydromechanical behavior of fractured rock has been studied in rock
mechanics over the past 30 years, in research programs associated with geological disposal of
nuclear waste (Tsang, 1999). These research programs are concerned with flow in fractures at
great depths, under high stresses, and with a relatively small hydraulic aperture and high
stiffness. Fracture hydromechanical behavior under such conditions has been studied in
several underground research laboratories. Recently, some studies were carried out in
shallow, fully saturated, low-permeable fractured media (Murdoch et al., 2004a). Those
studies aimed at developing new contaminant-remediation methods by creating a relatively
highly permeable hydrofracture in the media. Coupled processes in rock slopes are seldom
studied because those effects are difficult to quantify, are often three-dimensional, and
involve highly permeable fractured media under a very low stress state, that can be modified
at different time scales with the development of slope destabilization (Bonzanigo et al., 2001;
Eberhardt et al., 2004).
3
2.2 Conceptual hydromechanical model of a fractured rock slope
The rock-slope stability depends on the rock`s mechanical strength and on the state-of-stress
inside and at the boundaries of the slope (Hoek and Brown, 1980). Slope strength depends on
both fracture-network geometry and individual fracture strength, as well as on the intact rock
strength (Scavia, 1995; Kemeny, 2003). The state-of-stress in a slope is complex, with zones
of low stress close to the middle and upper part of the slope, and zones of high stress at the
foot and deeper in the slope (Amadei, 1996). It is commonly admitted that tensile stresses
develop from the middle to the top of the slope and induce traction opening of existing
fractures. Deeper in the slope and at the foot, all principal stresses are compressive and may
induce tangential fracture deformation (depending on their orientation). Taking this initial
highly heterogeneous state of stresses inside a highly discontinuous rock mass, we find that
failure develops in several combined modes. The failure surface can be a single fracture plane
(plane failure), two discontinuities intersecting each other (wedge failure), or a combination
of several discontinuities connected together (step path and step wedge failure). Failure occurs
both along pre-existing discontinuities and within rock bridges made of intact rock between
the discontinuities. Among the numerous factors that govern the stability of rock slopes, the
three most common are (Finlayson and Statham, 1980; Noverraz et al., 1998):
• A seismic shaking of the slope;
• Groundwater effect;
• Natural (glacial or flood erosion) or artificial (excavation at the foot of the slope)
modification of the slope topography.
The hydrogeology of a rock slope depends on land surface topography, internal
hydrogeological properties, and the infiltration of rainfall and melting snow. Furthermore,
winter ice can prevent outflows and increase water pressures in the slope (Keeble, 1971). An
unconfined aquifer is drained through springs located at the foot of the slope. Depending on
the hydrologic conditions, the free water-surface elevation changes with time; for example, it
is relatively high during heavy precipitation periods and relatively low during dry periods.
In the basal saturated zone of the slope, interstitial pressures act to reduce effective stress in
the discontinuities (Biot, 1941; Terzaghi, 1923; Tang et al., 2002). A reduction in the effective
stress state leads to a traction opening of discontinuities in zones close to the surface and in
the upper part of the slope. Deeper in the slope and at the foot, the normal opening of
discontinuities leads to a reduction of the available shear strength of discontinuities or of the
failure surface (Tsao et al., 2005). In both cases, coupling between groundwater pressure and
deformation is a major factor of slope elastic and nonelastic deformation. When the
discontinuities of the slope are being deformed, their hydraulic properties are modified, and
thus the hydrogeology of the slope can change. Additionaly , underground hydrochemical and
erosional effects occur in the slope (Clow et al., 1996; Furuya et al., 1999; Gardner et al.,
1996). Water can dissolve or transform minerals in the fillings of some discontinuities, and
thus reduce the material strength of the slope. When the deformation of the slope accelerates
(from several hundreds microns to few millimetres per day), rock is crushed and dilatancy
occurs within the deep discontinuities around the failure surface. Then, highly conductive
flowpaths can be generated, and increased particle erosion can take place (Wen et al., 2004).
2.3 Objectives of the present study
4
This paper reports on the hydromechanical experiments carried out at several points within
and on the surface of a fractured rock slope, at the Coaraze Laboratory located in southern
France (Guglielmi, 1998). This site is a small-scale natural slope (30 m × 30 m × 15 m) with
an unconfined aquifer drained at the foot of the slope by a natural spring. For these
measurements, the spring was artificially closed with a water gate that enabled us to control
the piezometric level in the slope (by opening or closing the gate). Thus, the small size of the
site and the artificial damming of the spring enable relatively good control of in situ
experimental conditions, with the slope remaining stable during the experiments. The main
process of interest is slope deformation associated with hydromechanical effects induced by
the free water-surface movements in the basal fractured aquifer. Although these kinds of
fluid-rock interactions are important for many geotechnical and environmental engineering
studies (Haiqing et al., 2004; Sjöberg, 1999), such effects have never really been explored at
this experimental scale, and never so close to the surface. In the present experiments, a free
water-surface movement up to 8 m was controlled by closing and reopening the water gate.
Changes in fluid pressure and deformation were simultaneously monitored within the various
discontinuities and in the rock matrix, using short-base extensometers and pressuremeters, as
well as tiltmeters fixed at the slope surface. Field data were analyzed using different modeling
techniques, based on finite element and distinct element models of the rock slope. Modeling
results obtained with ROCMAS, FLAC3D and UDEC codes were compared with one another.
The influence of several key parameters on the hydromechanical behavior of the fractured
rock slope was then evaluated in a sensitivity study.
3. Coaraze Slope Experimental Protocol
3.1 Site characteristics
The site of the Coaraze Laboratory has been well characterized geologically, geometrically,
hydrogeologically and mechanically, because many previous studies have been carried out at
this site (For more details, see Guglielmi, 1998; Fénart, 2002; Kadiri, 2002; Cappa et al.,
2005; Cappa et al., 2006). The site corresponds to the bottom of a steep slope dipping 40° to
60° and 15 m made up of a thick pile of fractured limestone (Figure 1a, b, and c). The slope
topography is roughly oriented NS and bounded to the west by a small N40 valley and to the
south by a N140 fault scarp. The slope contains a small aquifer naturally drained by a spring
(average annual yield of 0.012 m3/s) that outflows downstream of the valley on a vertical
impervious fault contact between permeable limestone and impermeable glauconious marls.
This fault serves as a natural dam for water stored upstream in the slope. The spring is
artificially controlled with a water gate, and thus the free-water surface movements as well as
fluid pressures can be controlled in the slope by opening or closing the gate. When the gate is
completely closed, pressures stabilize at about 8 m above the gate (Figure 1b and c).
The slope is fractured by parallel bedding planes, with an N40 trend dipping 45°SE and two
sets of orthogonal near-vertical faults, along with N50/N70 trends dipping 70° to 90° NW and
N120/N140 trends dipping 75° to 90° NE. Decametric discontinuities are abundant in the
slope and form a fracture network with 0.5 to 2 m spacing. Metric to below metric
discontinuities correspond to minor bedding planes and fractures, located within 20 to 50 cm
thick bands centered on decametric faults. Mechanical properties of the rock matrix,
previously determined from laboratory tests, indicate Young’s modulus values ranging from
44.4 to 70 GPa, and Poisson ratios of 0.29 to 0.34. Hydraulic and mechanical fracture
properties were determined in situ from 15 pulse tests. In each test, a single fracture was
isolated with inflatable packers set in a borehole perpendicular to the fracture plane. Pressure
and normal deformation curves-versus-time were used to back-calculate the following
5
average permeabilities (Cappa et al., 2006): kh_faults = 102 × kh_bedding-planes = 107 × kh_matrix = 104
m/s. The following normal stiffnesses were also calculated: kn_faults = 0.4 × kn_bedding-planes =
40 GPa/m. At the single fracture scale, a 50% variation of the permeability and stiffness
values was observed.
3.2 Experimental Equipment.
The slope was extensively instrumented for detailed hydraulic and mechanical
measurements during water-level changes. Inside the slope basal aquifer, changes in fluid
pressure and deformation were simultaneously monitored for single discontinuities and in the
rock matrix, using short-base extensometers and pressure gauges. At a so-called coupled
pressure-strain point, two sensors were installed (by two small borings, Figure 1d) in order
not to disturb the state of stress inside the reservoir. Pressure measurements were carried out
using a vibrating-wire interstitial pressure sensor with an accuracy of 0.5 kPa. Strain
measurements are carried out with a 0.15 m long RockTest-Telemac vibrating-wire
extensometer, with an accuracy of 0.5 µm/m. Six coupled pressure-strain points were set in
the slope at different depths, and the internal measuring network was completed with five
additional interstitial pressure gauges. At the slope surface, seven short-base tiltmeters (5
bidirectional and 2 monodirectional) were fixed at several locations from the foot to the top of
the slope surface with six of the tiltmeters being Applied Geomechanics sensors (755 series,
having an accuracy of 1 µrad) and one being a Blum tiltmeter with a 0.1 µrad accuracy.
Surface and internal measurements were synchronously registered with a 2-minute samplingrate interval, with a Gantner IDL101 and a Campbell CR10X data stations. Stations were
located very close to the sensors (a few meters) and wrapped with thermo-isolating materials,
so that temperature effects on connecting cables were negligible. Experiments were
performed at night between 11 p.m. and 5 a.m. when air temperature variations were less than
0.1°C to assure that no temperature variations affect the tilt measurements.
4. Measurements Results
Experimental procedure consisted of initiating a significant aquifer free-water surface
movement of about 80 kPa and tracking both coupled hydromechanical effects in the aquifer
and their influence on the deformation of the slope. Initial conditions corresponded to a closed
water gate so that the entire basal section of the slope was fully saturated. Then, the water gate
was opened for a two-hour period to induce a general free-water surface drawdown. Finally,
the water gate was closed again, and free-water surface buildup followed a few hours
afterwards.
4.1 Hydromechanical effects in the basal aquifer
The initial piezometric state at the site appeared highly heterogeneous, despite there being
no experiments performed at the site for several months. Initial piezometric levels in faults
were from 5 to 8 m, with a hydraulic gradient towards the slope surface, possibly explained
by leakage through the superficial clogged cover (Figure 1b and c). Initial piezometric levels
in bedding planes and in rock matrix were lower than in the faults, with values ranging from 3
to 6 m. Such a difference in piezometry can be explained by the contrast between the highly
permeable faults and –the less permeable bedding planes and rock matrix. To be in
equilibrium towards piezometry, the aquifer should ideally not be naturally recharged or
decharged for several months. Since this is a natural site, such a condition is not possible but
it can be inferred that piezometric levels in highly permeable discontinuities are more
6
sensitive to short period natural hydrologic variations than low-permeable zones. The result is
that it is not likely that both zones would be at the same piezometric level in a slope that is
under the influence of natural irregular infiltration seepage.
When the water-gate was opened, contrasting hydromechanical behavior was observed , not
only among faults, bedding planes, and rock matrix, but also within the same fracture plane.
There was a very quick pressure drawdown in vertical faults (Figure 2, points HM1, HM2, P5,
P4, P8 and P3 for location, see Figure 1a). At all these measuring points, the pressure fell to
zero in less than 120 seconds, and an associated normal closing of faults (Figure 2, points
HM1, HM2, E6, E7, E11, negative deformation variation-versus-time on graphs) was
measured. Depending on the points, the deformation magnitudes were -0.5 to -31 µm/m. Such
differences in magnitudes were also observed on points located on the same fault and at the
same depth (5 m), as for example with fault F2 (Fig. 1a), where points HM1 and HM2 (which
are 1 m distant from each other) showed deformation magnitudes of -2 and -0.5 µm/m,
respectively. This different behavior resulted from a difference in fault normal stiffness and
hydraulic aperture values, respectively of 17 GPa/m and 10-4 m at point HM1, and 50 GPa/m
and 0.5 10-4 m at HM2 (Cappa et al., 2006). Close to the land surface and on the same fault,
Point E6/P5 (which is located 6 m downstream HM1 and 1 m deeper) showed a much larger
magnitude of -4 µm/m. An even higher-magnitude value of 31 µm/m was measured at point
E7/P4, which is located on fault F1, very close to the land surface (0.6 m deep). As with the
Fault F2 case, those values could correspond to a lowering of normal stiffness values for
faults linked to decompression effects close to the slope surface. Nevertheless, Point E11,
located on a small fault (F0) showed a relatively small 3 µm/m deformation variation, even if
this point is only 1 m deep. The pressure drawdown in bedding planes was much slower than
in faults (points E8/P2 and P7 on Figure 1a and 2), and it took 2,000 to 5,000 seconds to fall
to zero at these points. Moreover, no normal deformation was measured at Point E8. This
could be explained by the higher normal stiffness for bedding planes compared to faults. In
the rock matrix, no pressure variation (P1 on Figure 2) and no deformation (E12) were
measured.
4.2 Slope surface movements
The raw tilt observations were filtered from temperature and earth-tide effects. These
observations were rotated into a local geographic coordinate system in which negative X and
Y correspond to tilt toward the valley respectively to the west and to the south. Pressure
drawdown effects were clearly seen on all tilt meters except for B1X, where a complex
oscillating signal was found. Tilt magnitudes of -0.5 to -10 µrad were measured. In addition,
time variations of tilt are quite complex and can be schematically described by a fast initial
variation within the first 120-second period, followed by a slow variation 2,000 to more than
6,000 seconds long. The quick initial tilt was correlated to closure of faults that occurred
within the same time delay when there was a pressure drawdown in the faults (e.g., at points
HM1 and HM2). The subsequent slow variation was not clearly correlated to any internal
measurements. XY tilt variations plotted on the simplified structural map of the slope were
roughly oriented to the SW at points B3, B2, Blum, M1, and B4, as well as to the NW at Point
M4 (Figure 3). Specifically, tilt variation followed either the fault direction of the slope, the
local slope direction, or were oriented towards the water gate. Tilt magnitudes showed a
global decrease from points B4 and M4, located close to the water gate, to Points B3, B2,
Blum, and B1, located 10 m upstream. This correlated to the hydraulic gradient induced
towards the water gate and resulted in a pressure drawdown magnitude that decreases
upstream from the gate. Then, the associated deformations were smaller upstream than they
7
were close to the gate. Some points (M1 on Figure 3) showed high magnitude variations even
relatively far from the gate. At all points, 2D tilt hodographs were characterized by sharp
changes in direction over time. This detailed, highly heterogeneous tilt can be correlated to
the highly heterogeneous HM behavior of the fractures. However, whereas the tilt
deformations are very heterogeneous, they are reversible: that is, they return to their original
position, indicating elastic mechanical behavior.
4.3 Synthesis
Internal measurements give a rough idea of the complex hydromechanical behavior of
faults. No hydromechanical coupling was observed in rock matrix and bedding planes.
Linking the local pressure/deformation measurements within faults to land surface tilt
variations is not a simple matter. Indeed, tilt signals appear to be much more complex, with
long-term variations and oscillations not seen at the coupled measured points where variations
mainly occurred within the first 2,000 seconds of the experiment. Tilt is in fact the cumulative
result of all complexities in the slope. Measurements clearly showed: (1) that a high
variability of hydraulic and mechanical parameters must be considered within the same fault
plane and between faults; and (2) that the heterogeneous slope tilt was influenced by the
location of the tiltmeters towards the water gate, the topography, and the fracture-network
characteristics.
5. Interpretation
5.1. Modeling objectives and protocol
The objectives of the modeling were: (1) to analyze pressure-deformation and tilt
measurements performed on the Coaraze slope, and (2) to perform a parametric study of
hydromechanical processes that can affect a fractured slope deformation, taking the Coaraze
slope geometry as a reference.
Two numerical modeling approaches were applied to simulate hydromechanical processes
in the fractured rock slope. The first approach, the finite element method, was used by the
codes ROCMAS (Noorishad et al., 1992) and FLAC3D (Itasca, 2000). These codes were
applied to investigate leakage between rock matrix, bedding planes and faults, as well as the
associated poroelastic effects with a free water surface in the slope. Using this continuum
approach, discontinuities were represented by 0.05 m thick solid elements, while some
fractured zones of the slope were represented as equivalent anisotropic, continuous zones in
which the degree of mechanical and hydraulic anisotropy was varied. Both codes were
developed from Biot’s theory of consolidation (Biot, 1941) and were used in the fully coupled
calculation mode. Changes in variation of fluid content are related to changes in pore
pressure, saturation, and mechanical volumetric strain. Two fluid-mechanical interactions
were described: (1) Changes in pore pressure cause changes in effective stress, which affect
the response of the solid, and (2) Fluid in a zone reacts to mechanical volume changes by
changing its pore pressure. Fluid transport is governed by Darcy’s law. This approach allows
relatively high contrast of hydraulic and mechanical properties between zones and a realistic
representation of the slope saturation state.
The second approach was the distinct element method. The code UDEC (Itasca, 1999),
employing this method, was used to describe hydromechanical effects in the decametric
discontinuities of the slope, mainly the effects linked to the induced tangential displacements.
In this discontinuum approach, conductive discontinuities are viewed as interfaces between
impervious deformable blocks. Fluid flow is calculated using the Cubic law, based on the
8
parallel plate model (Witherspoon et al., 1981). The hydraulic aperture of the fracture is
dependent on the mechanical displacement of the fracture and on block deformation;
conversely, fluid pressures in the fracture affect mechanical behavior. This approach enables a
schematic representation of slope saturation with both tangential and normal displacements
along discontinuities better described than in the continuum approach. Thus, both modeling
approaches were well suited to investigate the effects of free water surface movements in a
multipermeable, highly fractured rock slope.
In the numerical analyses conducted herein, discontinuities and the rock matrix were
considered to be linearly elastic. A 2D model was developed that represented cross section
AB (Figure 4) located 10 m upstream from the water gate and oriented EW, perpendicular to
the local slope direction (Figure 1a and b). This cross section was chosen because many
internal coupled pressure-deformation measurements and land-surface tilt meters are
concentrated on it. Land-surface topography was carefully implemented, and several model
geometries were tested to determine the points at which boundary effects were negligible. A
25 m × 21 m model was chosen, about a factor 1.5 larger than the instrumented slope. The
stress concentration at the valley foot was calculated from large scale models in which both
valley sides were simulated. To reproduce this symmetrical valley effect, a constant stress of
6.5 × 105 Pa was applied on the two basal meters of the left boundary. The remainder of the
boundary was the land surface that is free to move.
No displacement conditions were set on the right and basal boundaries. The decametric
fracture network was represented in two different ways. In continuum analyses, the four
vertical faults F0, F1, F2, and F3, and three low-dipping bedding planes located in the basal
part of the slope, were discretized in the FLAC3D model; only the vertical faults are
discretized in the ROCMAS model (Figure 4). In discontinuum analysis with UDEC, all the
major bedding planes and faults were discretized (Figure 4). All model hydraulic boundaries
were impervious. A 8 m thick fully saturated zone was set at the basal part of the model,
except in the left basal corner which was set as impervious to represent the impervious
glauconious layer. This imposed piezometric level introduced a small overestimation of initial
piezometry compared to field experiments.
In the continuum model, discontinuities were discretized as thin solid elements and divided
into segments of various lengths. These segments were defined as groups in which hydraulic
and mechanical parameters could be varied (from one segment to the other) within the
interval of values deduced from in situ tests. Matrix zones between discontinuities were also
identified as groups to be affected with equivalent properties. This enabled us to consider
metric discontinuities in matrix zones located between the discretized bedding planes and the
faults at the basal part of the slope and the metric-to-decametric bedding planes in the middle
and upper parts of the slope. In the discontinuum model, similar properties were attributed to
all discontinuities and only the contrasting properties between bedding planes and faults were
varied.
In each simulation with FLAC3D, ROCMAS, and UDEC, the model was first run to reach a
steady-state with a filled slope aquifer with water-table at 8 m. After the steady-state initial
conditions were set, the emptying of the slope aquifer was simulated by decreasing the fluid
pressure to zero at the foot of the four faults F0, F1, F2, and F3. Then, after 2 hours, the fluid
pressure was set again at the foot of each fault. Effects of model size and boundary conditions
on the HM numerical responses of discontinuities in the slope were investigated. Larger
models representing both sides of the valley introduce less than a 10% variation of the results,
which remains within the accuracy of measurement.
9
5.2 Interpretation of Measurements
5.2.1 Discrepancies of modelling approaches
The three numerical approaches roughly showed the same results (Figure 5). All models
captured observed pressure and deformation variations in faults. Between the continuum
models, there was a small discrepancy between calculated pressure and deformation in lowpermeable bedding planes and matrix zones (points P1 and P2 in Figure 5). In matrix zones,
ROCMAS-calculated pressure curves showed a pressure increase that can be linked to the
elastic contraction of matrix pores (points P1 and E12 in Figure 5). In FLAC3D, no pressure
variation was simulated, and a larger deformation of the zones was restored. These differences
can be explained by the adopted matrix porosities values, 0.05 in FLAC3D and 0.02 in
ROCMAS. This difference in porosities modifies the Biot’s modulus M = Kf /n (with Kf =
fluid modulus and n = porosity), 2.5 times higher in ROCMAS than it is in FLAC3D. The
lower fluid compressibility explains the small pressure increase within the matrix using
ROCMAS. Because fluid is less compressible and the amount of fluid stored in the matrix is
2.5 lower, matrix deformation in ROCMAS is less than half what it is in FLAC3D. Then,
stiffer matrix walls induce lower bedding-plane-deformation values in ROCMAS compared to
FLAC3D (point E8 in Figure 5).
Measurements indicated no pressure increase either in the matrix or the bedding planes
because (1) the sensor is not sensitive enough, (2) there is no poroelastic pressure increase.
The calculated pressure increase of 2 to 5 kPa should be seen in measurements, because the
accuracy of the sensors is 0.5 kPa. No measured poroelastic pressure increase seemed to show
that a porosity of 0.05 better reproduced the data. In all the models, surface tilts were
approximately restored. The best-fit curve was obtained for B3 and B2 points located close to
the saturated part of the slope. A discrepancy was observed at B2 tilt between ROCMAS and
FLAC3D models. Tilt variations at Blum and B1 points, which are located higher in the
unsaturated part of the slope, were not well reproduced. Blum tilt was underestimated by a
factor of 2, and B1 tilt oscillations were not reproduced.
The discontinuum approach using UDEC code showed very different results, mainly at
pressure at bedding plane P2 and, at Surface Tilt B3. In UDEC results, pressure variation at
P2 was very high in the first minutes, but after that almost zero until the end of the simulated
drawdown period. The calculated curve shape was far from those calculated with the
continuum approach, although pressure variation was of the same order of magnitude. Such a
difference is attributed to differences in the flow calculation laws between UDEC and the
continuum codes. Using UDEC, the cubic law depends exclusively on the fracture hydraulic
aperture; no fracture storativity is considered. In continuum approaches, both permeability
and storage of elements are considered, such that when pressure variations are controlled
mainly by hydraulic aperture (which is the case for highly permeable vertical faults), all
models display the same result. Within the low-permeable bedding planes, pressure variations
are controlled by both permeability and storage terms in the diffusivity equation and cannot
be captured by UDEC simulations. Discrepancy between tilt calculations with UDEC and
continuum calculations was related to the stiffness of fault F0 being increased in UDEC to
avoid numerical overlaps between blocks at the foot of the model. Both fault F0 normal
deformation and nearby B3 tilt were thus much underestimated compared to measurements.
5.2.2 Calculated and measured slope HM properties
10
A good modeling match both to slope surface and internal measurements was obtained only
when highly heterogeneous hydromechanical properties are set to slope discontinuities (Table
1). Calculated hydromechanical properties of slope materials were consistent with previous
analyses from other in situ experiments concluded at Coaraze. Fault normal stiffnesses vary
considerably within the same fault and between the faults with values of 400 GPa/m (F0), 0.8
to 1.6 GPa/m (F1), 22 to 50 GPa/m (F2 and F3), which are within the range of previous in situ
local determinations by pulse injection tests performed at points HM1, HM2, and E7/P4
(Cappa et al., 2006). The high stiffness of Fault F0 could be linked to the small 2 to 3 m
length of this fault compared to others. Bedding planes stiffness is very high, with values
ranging from 500 to 1,200 GPa/m. Thus, in the continuum analyses with FLAC3D, 5 cm wide
solid elements representing the bedding planes’ group were assigned a Young’s modulus
value of 60 GPa, very close to the intact rock modulus. Variation in hydraulic permeabilities
was also very large and consistent with previous in situ measurements with values of 10-4 to
0.5 10-5 m/s for faults and 10-8 m/s for bedding planes.
Matrix Young’s modulus was 68 GPa, close to laboratory values, and matrix hydraulic
permeability was 10-11 m/s. The tensor representing the composite effect of intact rock and
small scale fractures between discretized discontinuities was orthotropic, with a 50 GPa value
for each component of the tensor. The equivalent properties were estimated taking into
account orthotropic hydraulic and compliant tensors, rotated 45° to the right of the model so
that the XY components would be parallel to bedding planes and the Z component roughly
parallel to faults (Currently, the angle between faults dip and Z component of the tensors is of
30°). Then, the XY component of the tensor is a function of matrix and faults properties, as
well as spacing, while the Z component is a function of bedding plane properties and spacing.
Equivalent properties were estimated using the following equations, (1) and (2) (Rutqvist et
al., 2003):
1
1
1
(1)
=
+
E eq E matrix n × k n
where Eeq is the compliant Young’s modulus, Ematrix is the intact rock modulus, n is the
fracture spacing per meter of faults or bedding planes depending on the component of the
tensor and kn is the normal stiffness of faults and bedding planes, depending on the component
of the tensor:
k heq =
a3
6× n
(2)
where kheq is the equivalent hydraulic permeability and a is the fracture hydraulic aperture.
The 50 GPa value of the stiffness tensor corresponded to a moderate fractured medium with
nonpersistent vertical faults spacing of 2 to 5 m and nonpersistent bedding planes spacing of 1
to 5 cm. The range of variation in the calculated spacing was related to the 50% range in
variation for fracture properties (see section 3.1). Those estimated spacings were in good
accordance with field structural observations, which showed a high density of thin, laminated
planes parallel to the major bedding planes and a low density of nonpersistent vertical cracks.
Taking into account those spacing values, the XY components of the equivalent permeability
tensor were not influenced by fault hydraulic properties. The Z component value of 10-11 m/s
was much lower than the one that could be calculated with the 1 cm spaced planes and a
bedding plane permeability of 9,8 × 10-9 m/s. This means that many of the laminated planes
have very low permeability. Indeed, observing in detail, we found that those planes are often
underlined by thin glauconious impervious fillings.
11
5.2.3 Detailed analysis of slope HM behavior
Initial pressure was 80 kPa at the basal part of the model (Figure 6). After consolidation, the
magnitude of the maximum principal stress σ1 (minimum principal compressive stress)
followed surface topography (Figure 6). Stress concentration appeared along vertical faults
and at the foot of the slope. There was a zone of very low stress in a rock block between Fault
F1 and the rock surface.
When pressure is instantaneously set to zero at the foot of the faults, a quick pressure fall to
zero occurred in faults F0, F2, and F3 (Figure 6, middle). Pressure fall is slower in F1 because
it is 1/10th as permeable as the other faults. Until 2,000 seconds elapsed, there was no
pressure variation in the rock matrix; pressure only began to fall in the bedding plane
segments connected to faults. After 2,000 seconds, all fault zones were completely emptied
and unsaturated (Figure 6, right). At 7,200 seconds, pressure fall propagated in bedding planes
and in the matrix adjacent to discontinuities (Figure 6, right). In contrast to faults, all the lowpermeable zones remained saturated with water, having only undergone a pressure drawdown.
Slope displacements magnitudes decreased towards the interior of the slope and from the
basal saturated part towards the upper unsaturated part (Figure 6). The heterogeneous
displacement field was characterized by a superficial zone located between the land surface
and Fault F1, where displacement vectors rotated from 0 to 40° to the interior of the slope.
Magnitudes in this region are 2.4 to 0.25 × 10-5 m. In a deep zone located below fault F1,
displacement vectors translated to dip angles of 10° perpendicular to faults and magnitudes of
0.5 to 0.05 × 10-5 m.
The time evolution of slope displacements closely followed the time evolution of fluid
pressures variations in the basal aquifer (Figure 6 and 7). Within the initial 2000 seconds after
water gate opening and until faults were emptied of water, slope deformation was controlled
by fault closure under fluid-pressure drawdown. Fault closure was generally normal, with
relatively high magnitudes in the saturated portion of the fault compared to the unsaturated
portion (Figure 6). Normal closure of the fault was accompanied by a small tangential
extension in the lower saturated part of the fault and by a small tangential compression in the
upper part. Deformation magnitude depends on fault stiffness and on the state-of-stress in the
fault. Indeed, high magnitudes of 12 × 10-6 m calculated on Fault F1 (Figure 7) were related
to a factor-of-10 lower fault stiffness compared to other faults (Table 1). Fault F0, a factor of
10 stiffer than faults F2 and F3, showed a higher deformation (Figure 7), respectively of 3 ×
10-6, 2 × 10-6, and 1.5 × 10-6 m, because of the very low state-of-stress on that fault (Figure 6).
Fault normal closure induced shear and normal extension on segments of bedding planes
close to faults, with magnitudes of 0.15 to 0.05 × 10-6 m (Figure 7). Deformation within
matrix blocks (Figure 7) was linked to deformation at block boundaries that corresponded to
faults and bedding planes. Close to matrix block boundaries and further from the matrix
blocks boundaries, matrix extension perpendicular to faults and a matrix compression parallel
to faults (and perpendicular to bedding planes) had almost equivalent magnitudes of 0.15 to
0.05 × 10-6 m, respectively. At present, such deformation magnitudes cannot be measured in
the field.
After 2,000 seconds, faults zones were completely unsaturated, and as a consequence, no
coupled hydromechanical effects occur in faults. Then, slope deformation was controlled by
normal closure in bedding planes, which were drained because they are close to faults. A 0.2
to 0.6 × 10-6 m normal closure induced a 0.05 to 0.1 × 10-6 m tangential extension (Figure 7).
Bedding planes closure induced a small matrix extension perpendicular to bedding planes and
12
a compression parallel to bedding planes with magnitudes of the same order (0.05 to 0.1 × 10m). Bedding-plane closure also induced a tangential compression of 0.1 × 10-6 m on faults.
6
Slope surface tilt variation mostly occured between 0 and 3000 seconds, when the vertical
fault normal closure was linked to pressure drawdown in faults. Tilt is toward the valley. Tilt
magnitudes and rates were much higher close to the basal saturated part of the slope than in
the upper, unsaturated part. In that zone, the block bounded by the land surface and by Fault
F1 indicated a much larger tilt than the remainder of the slope.
6. Sensitivity Study of How Discontinuities HM Properties Affect Slope Movements
(FLAC3D Modeling)
6.1 Heterogeneity of the slope
The effect of the fracture-network geometry on slope HM behavior was tested by comparing
the following numerical cases (Figure 8):
• A completely homogeneous slope with equivalent hydraulic and mechanic properties. The
continuous media is considered equivalent to a discontinuous media with vertical faults
spaced about 2 m, and bedding planes dipping 45° to the right of the model with a 0.5 m
spacing. Equivalent properties are estimated in the same way as described in Section 5b.
• A homogeneous slope with one vertical fault segment corresponding to the basal part of
Fault F1. The fault segment is affected by F1 HM properties, and the continuous part of the
slope is affected by equivalent properties.
• A homogeneous slope with vertical faults affected with constant material properties
corresponding to Fault F2 properties at HM1 point. Between the faults, continuous zones are
affected by properties equivalent to a discontinuous media with bedding planes.
• A model very close to the best fit geometry, that includes where all the major discontinuities
are located and the faults are affected by constant material properties equal to Fault F2 ones.
The completely homogeneous model did not reproduce the entire slope HM behavior.
Pressure drawdown magnitudes and trends were severely underestimated at all points (Figure
8). The higher variations were localized at points P2 and P1, which are closer to the unloading
basal boundary than HM1 and HM2. Consequently, a deformation was produced only at
points E8, E11, and E12, associated with pressure variation in the basal part of the model. A
very small tilt variation of 0.7 to 0.2 × 10-6 radians was observed from B3 up to Blum points.
Adding a single vertical fault segment to the foot of the model (F1 basal part) increased
drainage of the slope close to this segment. Pressure and deformations were still not
reproduced. Extension was generated around the segment at points E8 and E12. Then, when
the slope was represented as a homogeneous medium with equivalent properties, a
considerable under-estimation was inserted into the slope HM response to fluctuation of the
basal aquifer piezometric level. Homogeneous models with the vertical faults, and the model
with best fit geometry and constant fault properties, roughly showed the same results that the
best-fit solution (Figure 8). In both cases, only the local mechanical behavior of
discontinuities was different; deformation at the HM2 point on Fault F2 was overestimated by
a factor of 2, which is in reasonable agreement with the increase by a factor of 2 for the local
stiffness of the fault. This result means that bedding planes and the local variability of fracture
had only a very small effect on the global slope elastic behavior.
6.2 Material Properties
13
6.2.1 Hydraulic properties of slopes elements (Figure 9).
A lowering of fault permeability by a factor of 10 to 100 induces a lowering of pressure and
deformation rates by a factor of 10 to 100 in faults. At the end of the 2 hours experiment, for
kh_fault/100, faults were not completely emptied and this incomplete emptying induced a factor
of 0.3 lower magnitude of fault normal closure. Such slow fault drainage also affects bedding
plane drainage, such that it is a little delayed. The massif being less emptied of water, slope
tilts displayed slower rates and magnitudes of a factor 10 to 100 and a factor 0.5 to 0.8,
respectively. A variation in bedding plane permeability induced a local change in bedding
plane deformation rate and magnitude, but it had no influence on the fault HM behavior or on
the global massif tilt. A matrix permeability increase by a factor of 100 induced a pressure
variation in the matrix similar to the pressure variation in bedding planes. It had no impact on
the local deformation of matrix or bedding planes, or on global massif tilt.
6.2.2 Mechanical properties of slope elements (Figure 10).
In our simulations, a change in the mechanical properties of elements had no effect on their
hydraulic properties (all curves are the same in figure 10). A change in fault stiffness by a
factor of 10 induces a factor –of-7 change in fault deformation. Stiffer faults by a factor 10
modified the local behavior of the matrix (E12 point) from a compressive to an extensive
deformation. Changes in fault stiffness induced a general change in slope stiffness;
respectively, a factor of 10 modification in fault stiffness induced a factor of 10 to 15
modification in tilt magnitudes. Modifications in bedding plane stiffness mainly affect the
local behavior of bedding planes; a factor of 100 lowering of bedding plane stiffness induced
a factor of 30 increase in bedding plane deformation. Such a change in bedding plane stiffness
modified tilt signals only by a factor of 0.1. Reducing the matrix by a factor of 5 did not affect
the model.
6.2.3
Effect of constitutive laws (Figure 11).
Although the Coaraze experiment was performed on a stable slope and focused primarily on
the HM elastic behavior of the local fracture network, an elasto-plastic Mohr-Coulomb
behavior was invoked for slope elements to explore potential failure along the pre-existing
discontinuities of the slope, and how local failure could affect the global behavior of the
slope. Cohesion (c) and friction angle (φ) values were taken from the litterature, specifically c
= 104 Pa and φ = 30° for all discontinuities. Compared to the elastic calculation (Figure 11),
the key differences appeared at Point P2-E8 on the bedding plane and at tiltmeters B3, B2,
and Blum. There was a 2.5 × 106 m opening of the bedding plane (Point E8) linked to a
complex failure of the bedding plane segments in tension close to the surface and in shear
deeper in the massif. This failure occured in the first minutes of the experiment and was
associated with pressure drawdown in vertical faults. Local failure in the bedding planes
induced an increase in bedding-plane permeability that explained the faster and higher
pressure drawdown at Point P2 compared to the elastic calculation. This bedding-plane
deformation induced an additional irreversible normal closure of faults (points HM1 and
HM2). Synchronously to failure in bedding planes, failure also occured in faults in tension at
the upper part of the faults and in shearing at the lower and middle parts. An additional
irreversible tilt at B3, close to the saturated part of the slope, is explained by local failure in
the bedding planes within that zone. Tilt variations at B2 and Blum showed a magnitude
increase by a factor of 2 compared to the elastic calculation. Such differences are explained
by tensile failure that occurs in the upper, unsaturated part of faults F1 (mainly) and F2. In
14
conclusion, the very fast emptying of vertical faults induced some local failure in parts of the
slope already close to tensile failure, the upper part of the faults, and the bedding-plane
segments close to the land surface.
6.2.4 Effect of the loading/unloading periodic effects (Figure 11).
During the two-hours drawdown, the rock mass was not completely drained of water.
Indeed, while high-permeable faults were completely emptied, low-permeable discontinuities
and matrix zones remain completely saturated with water, and only a partial pressure
drawdown was observed. Thus, one could expect that (depending on the duration of the
unloading period) the slope would be more or less emptied of water and the HM behavior of
the slope would be different. This loading/unloading periodic effect was tested by reducing
the slope emptying period to 0.5 hours. Then, a few loading/unloading cycles were performed
to simulate free-water surface oscillations. Compared to the 2-hour emptying period (best fit),
pressure drawdown magnitude was smaller in the bedding planes (Figure 11, Point P2) and
the pressure buildup was highly asymmetric. This is directly linked to the high contrast in
permeability between faults and bedding planes, and also to the fact that faults play the role of
pressure boundaries for bedding planes. This higher pressure in bedding planes induced a
small difference in the surface tilt at points B2 and Blum, located above the saturated zone of
the slope, a 0.3 × 10-6 rad additional tilt and a 0.3 × 10-6 rad smaller tilt, respectively. After
three loading/unloading cycles with a 0.5-hour period, an additional deformation of the upper
part of the slope clearly occured compared to the best fit (Figure 10, points B2 and Blum).
7. Discussion
This detailed analysis of the Coaraze slope experiment brings up some general
considerations with respect to the hydromechanical behavior of fractured rock slopes subject
to free-water surface oscillations (Figure 12 and Table 2):
7.1 Spatio-temporal HM effects on slope deformation
Deformations that take place in the slope basal aquifer affect the entire slope (Figure 12a).
In the zone of free-water surface oscillations, there is a normal closure of discontinuities
segments that are emptied of water, and deformation magnitudes decrease from the land
surface to the inside of the slope. The stress concentration at the foot of the slope emphasizes
the closing of the discontinuities that are emptied of water. Both effects add a global
rotational component to slope movements that are roughly centered on the spring, which
drains the slope aquifer. We can expect that the extension of the area involved in the HM
induced rotational movement for the most part depends on the magnitude of free-water
surface oscillations. When there is an increase in interstitial pressure, there is global slope
swelling; when there is a decrease in interstitial pressure, there is global slope sagging. Even a
pressure decrease can induce local failure in the slope that occurs simultaneously at the foot
and in the upper part of the slope, in areas that are close to failure. Pressure decrease induces
an increase in shear stress up to the yield surface in the case of Mohr-Coulomb material
behavior (Figure 12b, Case 1) and a pressure increase also induces the well known
phenomena linked to the decrease of effective stress and associated failure (Figure 12b, Case
2). In addition, free-water surface oscillations can drive the slope to progressive failure. In
fact, the periodicity, shape and magnitude of oscillations play a great role on slope
deformation. Because of the coupling of pressure and deformation, the pressure magnitude
will directly influence the deformation magnitude. Periodicity is a time-dependent parameter
15
related to the hydraulic permeability of slope elements. In the case of a heterogeneous
fractured slope, a wide range of permeabilities will induce a wide range of pressure signals
within slope elements, linked to the periodicity of the oscillations. Short period oscillations,
like those induced by daily infiltrations, will exclusively affect pressures in the highpermeable elements of the slope. Long-period oscillations, like those linked to seasonal
climate fluctuations, will affect a wider range of slope elements. These two types of
oscillations are superimposed on one another in nature, and the HM effects on a
heterogeneous fractured slope resulting from these oscillations induce elastic hysteretic
effects that can cause increased strain, in some areas of the slope, and sometimes local failure
(Figure 12c).
7.2 Reduction of heterogeneity while retaining a faithful representation of slope behavior
The heterogeneity of the fractured slope induces a heterogeneous displacement field in the
slope. Indeed, slope movements are mainly linked to hydromechanical coupled effects that
take place in a few highly permeable and highly deformable discontinuities or segments of
discontinuities. In the Coaraze case, slope global movement is linked to the deformation of
two or three vertical faults. Nevertheless, despite the high-variability in its elements
properties, the global behavior of the slope can be restored, given the slope’s simplified
structure a few fractured segments embedded in a continuous rock matrix. Specifically,
assigning equivalent properties to the continuous zones between the selected discontinuities
does not greatly improve the model, because more than 90% of slope movement is linked to
deformations in the selected fracture planes, which must remain as explicit elements in the
model geometry. A good restoration of the global slope behavior requires construction of a
relatively complex model, in which geometry, hydraulic and mechanical properties of a few
discontinuities must be carefully determined.
In the case of the Coaraze experiment, owing to the opportunity to simultaneously correlate
a relatively large set of coupled pressure-deformation measurements with fracture properties
at different locations within a fracture network, a nonlinear correlation can be proposed
between the hydraulic and mechanical properties of the fractures (Figure 12d). Indeed, as
already observed at other sites, a high variability of hydraulic properties is usually observed
within a fractured rock mass.
In this study, we show that the highpermeability of discontinuities can be roughly
associated to the low stiffness of these discontinuities (Figure 11) at the fractured-rock-slope
scale. Since there are several parameters that describe the hydraulic permeability of a fracture
(hydraulic aperture, roughness, and tortuosity; see Witherspoon et al., 1981), it is hard to give
a simple explanation for the high permeability of a fracture.
In the very special case of shallow discontinuities in slopes, it is commonly observed that
discontinuities that are almost parallel to the slope direction and dip (roughly the case of the
vertical faults at Coaraze) are in general widely opened (Guglielmi et al., 2005; Marechal,
1998). We can assume that their tortuosity is quite low and that their roughness is small
compared to their aperture. Elsewhere, it has been observed that there are a small number of
centimetric contacts between the two walls of those discontinuities (Frayssines, 2005) as a
result of the progressive failure of those contacts due to slope decompression. The small
number of contacts could explain the relatively low stiffness of discontinuities, which in turn
are likely to display a large hydraulic aperture and a small stiffness. On the contrary, some
discontinuities in the slope are only slightly affected by decompression effects, mainly
because their land-surface orientation. In that case, the link between permeability and stiffness
is extremely complex. Nevertheless, taking all slope fracture properties into account, we can
16
still establish a permeability-versus-stiffness correlation that can allow to reduce the number
of parameters values to feeding into the coupled HM model.
8. Conclusion : Proposed Procedure for Estimating Spacial and Temporal Slope Stability
Tiltmeter monitoring of slope surface movements combined with hydromechanical
numerical modeling appears to be an efficient method:
• To localize the highly deformable and permeable discontinuities that potentially cause slope
movements. Indeed, as in the case of monitoring fluid displacements in reservoir production,
tiltmeters appear capable of identifying or tracking the fast emptying of highly deformable
discontinuities in a slope (Unfortunately, such measurements do not capture the tiny HM
deformations of low-permeable zones).
• To roughly estimate the hydromechanical properties of those discontinuities and the
evolution of their properties over time.
Such an estimation is performed using a coupled numerical calculation, as shown in this
paper. The estimation relies on the direct inversion of infinitesimal tilt oscillations linked to
free-surface oscillations within the slope aquifer. Internal measurements, while they appear
only to be representative of local effects at the metric scale, are very useful in calibrating this
estimation. Furthermore, a change in the tilt signal over time could be a good indication of a
change in the slope HM properties linked to progressive failure propagation. Indeed, when
Mohr-Coulomb material behavior is introduced into the model, surface tilt clearly appears to
be sensitive to failure located along short segments of the discontinuities (Figure 12d). Thus,
permanent monitoring of infinitesimal land-surface rotations might be a good way to follow
progressive failure in the slope.
Furthermore, the combination of surface tilt measurements analyzed with a fully coupled HM
finite element model requires more calibration before becoming a valid method for slopestability characterization. The first questions with such a method are how many tiltmeters
need to be installed on the slope to capture representative slope deformation behavior and
what is the optimum method for performing a loading test? Setting tiltmeters on the slope is a
very simple and low-cost procedure, because these devices can easily be moved from point to
point to investigate very large slopes. Monitoring periods do not need to exceed a day. Slope
loading tests can involve an artificial air or water injection test performed in a borehole
located in the basal saturated part of the slope. Furthermore, we are also currently studying
using the sun’s daily thermal loading at the slope surface, a method that would avoid
relatively expensive drilling. The next question regarding such experiments is about 3-D
effects in slope deformation processes. Clear 3-D effects were observed in slope tilt
characterized by the loop shape of tilt hodographs (as can be observed at points B4 and M4 in
figure 3). Those effects, which almost certainly influence slope stability, need to be studied
through 3-D models in those parts of the slope were they are predominant.
17
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21
22
Figure captions:
Figure 1: Schematic hydrogeological map of the Coaraze Laboratory site: (a) structural map
with the location of sensors; (b) and (c) vertical cross sections with a rough image of slope
fracturation and the location of sensors; (d) sensors and experimental device set in the slope
(left) and at the land surface (right).
Figure 2: Pressure (left axis) and deformation (right axis) variations with time measured at
different locations in faults, bedding planes, rock matrix, and at the land surface.
Figure 3: Tilt hodographs plotted on a simplified structural map of the site (grey continuous
lines correspond to major discontinuities).
Figure 4: Numerical ROCMAS, FLAC3D and UDEC models geometries.
Figure 5: Comparison between pressure, deformation and tilt measured and calculated with
ROCMAS, FLAC3D and UDEC.
Figure 6: Modelled pressure (top figures) and displacement fields (bottom figures) within the
slope at 2,000 and 7,200 seconds of pressure drawdown.
Figure 7: Modeled time variations of pressure, displacements and tilts at different points of
the slope.
Figure 8: Sensitivity study of the effects of slope heterogeneity on slope HM behavior.
Figure 9: Sensitivity study of the effects of hydraulic properties of slope elements on slope
HM behavior.
Figure 10: Sensitivity study of the effects of mechanical properties of slope elements on slope
HM behavior.
Figure 11: Sensitivity study of loading/unloading periodicity and of constitutive laws on slope
HM behavior.
Figure 12: Synthesis of HM effects in a fractured rock slope: (a) location of coupled HM
effect in a schematic rock slope crosssection; (b) mohr circle representation of stress paths
linked to pressure drawdown (1) and to pressure buildup (2); (c) time evolution of land
surface tilt linked to free-surface oscillations; (d) correlation between hydraulic permeability
and normal stiffness of Coaraze slope discontinuities.
Table 1: Material properties affected in the best fit simulations
Table 2: Synthesis of sensitivity study results
23
Fig. 1
24
Fig. 2
25
Fig. 3
26
Fig. 4
27
Fig. 5
28
Fig. 6
29
Fig. 7
30
Fig. 8
31
Fig. 9
32
Fig. 10
33
Fig. 11
34
Fig 12
35
Material
Impervious basal layer
“intact rock” matrix
Matrix with mechanical equivalent
properties
Parameter
Young’s modulus, ER (GPa)
Poisson’s ratio, ν
Mass density, ρ (kg/m3)
Young’s modulus, ER (GPa)
Poisson’s ratio, ν
Mass density, ρ (kg/m3)
Porosity, n
Permeablity, Kh (m/s)
Young’s modulus, ER (GPa)
Poisson’s ratio, ν
Mass density, ρ (kg/m3)
Porosity, n
Permeablity, Kh (m/s)
Normal stiffness, kn (GPa/m)
Shear stiffness, ks (GPa/m)
Faults
Hydraulic conductivity (m/s)
Bedding planes
Normal stiffness, kn (GPa/m)
Shear stiffness, ks (GPa/m)
Hydraulic conductivity (m/s)
Table 1
36
Value
68
0.29
2400
68
0.29
2400
0.02 to 0.05
9.8 × 10-12
50
0.29
2400
0.05
9.8 × 10-12
0.8 to 1.6 (F1),
22 to 50 (F2,F0), 22
(F3)
0.08 to 0.16 (F1), 2.2 to
5 (F2), 2.2 (F3)
4.9 × 10-6 (F1,F0), 9.8
× 10-5 (F2), 9.8 × 10-6
(F3)
600 to 1200
120
9.8 × 10-9
Tested parameters
Slope heterogeneity
Material properties
Constitutive laws
Free water-aurface
movements
Effects on slope deformation
Compared to best fit slope results
Case 1 : Homogeneous
slope
Case 2 : Slope with
only one short segment
of fault F1
Strong under-estimation of pressure and
deformation variations
Local concentration of drainage and
deformation on the fault segment
General under-estimation of slope HM
behavior
Case 3 : Slope with 3 Same general behavior as best fit slope
vertical faults
model with all the elements figured.
Local HM behavior of elements is
modified
Case 4 : Heterogeneous Idem as case 3
slope with homogenous
fault properties
Fault permeability
Complete modification of general and
local slope HM behaviors
Fault stiffness
Complete modification of general and
local slope HM behaviors
Bedding
plane Local modification of pressure variation
permeability
in bedding planes
Bedding plane stiffness Local modification of deformation
variation in bedding planes
Matrix permeability
Pressure variation in matrix but no effect
on HM slope behavior
Matrix stiffness
No effect in the range of values tested
Elastic behavior
Predominant effect of low stiff faults
Mohr-Coulomb
Shear in bedding planes influence fault
behavior
and general slope deformation
periodic
Pressure and strain accumulation in low
permeable bedding planes induces an
additional general slope deformation
Table 2
37
Bilan du workpackage WP3
Suite à des réorganisations de personnel au sein de l’INERIS, le projet initial d’auscultation
micro-sismique du versant de Valabres a pris du retard. Un accord avec entre le coordinateur
de l’axe 1 et l’INERIS a conduit à redéfinir le projet réalisé dans le cadre du financement
alloué par le GIS - axe 1 autour d’une expérience de mesures de contraintes en pied du
versant de Valabres.
Le pré-rapport INERIS est communiqué ci-après.
RAPPORT D’ÉTUDE
24/07/2006
DRS-06-77741/RN01 PROJET
Mesures de contraintes dans un
rocheux prédisposé aux instabilités
Vallée de la Haute Tinée (06)
Centre National de Surveillance
des Risques du Sol et du Sous-sol
versant
Centre National de Surveillance
des Risques du Sol et du Sous-sol
Mesures de contraintes dans un versant rocheux
prédisposé aux instabilités
Vallée de la Haute Tinée (06)
Direction des Risques du Sol et du Sous-sol
MINISTERE DE L’ECOLOGIE ET DE DU DEVELOPPEMENT DURABLE
MINISTERE DE L’ECONOMIE, DES FINANCES ET DE L’INDUSTRIE
Liste des personnes ayant participé à l’étude :
- V. MERRIEN-SOUKATCHOFF, Maître de Conférences au LAEGO (Ecole des
Mines de Nancy).
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 1 sur 21
PREAMBULE
Le présent rapport a été établi sur la base des informations fournies à l'
INERIS,
des données (scientifiques ou techniques) disponibles et objectives et de la
réglementation en vigueur.
La responsabilité de l'
INERIS ne pourra être engagée si les informations qui lui ont
été communiquées sont incomplètes ou erronées.
Les avis, recommandations, préconisations ou équivalent qui seraient portés par
l'
INERIS dans le cadre des prestations qui lui sont confiées, peuvent aider à la
prise de décision. Etant donné la mission qui incombe à l'
INERIS de par son
décret de création, l'
INERIS n'
intervient pas dans la prise de décision proprement
dite. La responsabilité de l'
INERIS ne peut donc se substituer à celle du décideur.
Le destinataire utilisera les résultats inclus dans le présent rapport intégralement
ou sinon de manière objective. Son utilisation sous forme d'
extraits ou de notes de
synthèse sera faite sous la seule et entière responsabilité du destinataire. Il en est
de même pour toute modification qui y serait apportée.
L'
INERIS dégage toute responsabilité pour chaque utilisation du rapport en dehors
de la destination de la prestation.
NOM
Qualité
Rédaction
Vérification
Approbation
C. DÜNNER
P. BIGARRE
M. GHOREYCHI
Ingénieur à l’Unité
Auscultation et
Surveillance
Géotechnique et
Géophysique
Direction des Risques du
Sol et du Sous-sol
Directeur Délégué à la
Direction des Risques du
Sol et du Sous-sol
Responsable de l'
Unité
Auscultation et
Surveillance
Géotechnique et
Géophysique
Directeur de la Direction
des Risques du Sol et du
Sous-sol
Visa
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 2 sur 21
TABLE DES MATIÈRES
1. OBJET ET CONTEXTE ....................................................................................5
2. CONCEPTION DE LA CAMPAGNE DE MESURES DE CONTRAINTES .......7
2.1 Localisation du SLP des Rochers de Valabres .............................................7
2.2 Principe de la méthode de surcarottage........................................................8
2.3 Données brutes de déformations ..................................................................8
2.4 Inversion des mesures de déformations........................................................9
2.5 Détermination des propriétés des roches surcarottées ...............................11
3. RESULTATS DES MESURES DE CONTRAINTES.......................................13
4. CONCLUSIONS .............................................................................................17
5. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES ..........................................................19
6. LISTE DES ANNEXES ...................................................................................21
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 3 sur 21
1. OBJET ET CONTEXTE
Malgré leur impact socio-économique important sur le développement en zones
montagneuses, les éboulements rocheux constituent un risque naturel dont les
mécanismes sont encore mal compris. Ils constituent un risque permanent tant
pour les personnes (La Réunion, Aussois en 2006) que pour les biens et les
infrastructures. Le caractère soudain du phénomène constitue une difficulté
majeure en terme de prédiction même à court terme. Aucune méthode ne permet
à ce jour de prévoir précisément, sur un site reconnu à risque, la localisation
exacte de la prochaine occurrence, son ampleur et sa date probable. Cette
difficulté est liée à la complexité de la géostructure, en particulier dans sa zone
« superficielle » objet des décrochements et éboulements, c'
est-à-dire à la
multiplicité des facteurs en jeu et à leurs interactions.
Dans le but d’améliorer la compréhension des mécanismes d’instabilités
rocheuses, le Site Laboratoire Pilote (SLP) des Rochers de Valabres, localisé
dans les Alpes Maritimes et surplombant la vallée de la Tinée, fait l’objet depuis
2002, de travaux d’étude et de recherche conduits notamment par l’INERIS, les
laboratoires du LAEGO, de Géosciences Azur et de Géosciences Besançon
(Clément et al., 2006 et Gunzburger et al., 2004). Ce versant a été
progressivement équipé par les partenaires de dispositifs de télémesures
composés de capteurs météorologiques, de cibles tachéométriques, ainsi que de
capteurs microsismiques (Merrien-Soukatchoff et al., 2005) et géotechniques.
L’objectif de cette démarche instrumentale est double. En premier lieu, il s’agit de
quantifier et mieux comprendre l’impact des sollicitations naturelles externes sur
les mécanismes de déformation et d’altération lents, dans une structure faisant
l’objet d’une reconnaissance approfondie régulière. En second lieu, le SLP permet
également de tester des techniques de télémesure et de bénéficier d’un retour
d’expérience important sur les aspects de métrologie, fiabilité et performance des
méthodes déployées en conditions réelles particulièrement difficiles.
Ainsi, le champ local des contraintes naturelles qui s’exerce dans les vingt
premiers mètres d’une telle géostructure, hétérogène et altérée à l’échelle de
l’aléa étudié, est un des paramètres importants faisant l’objet d’incertitudes.
L’INERIS a démarré, en 2005, l’expérimentation VAL-STRESS3D intégrant
différents essais de mesures, portant sur :
•
le champ de contraintes naturelles, fonction de nombreux paramètres
géologiques, géométriques et rhéologiques ;
•
le champ de déformation engendré par des variations climatiques de
température (Gunzburger, 2004).
Une première campagne d’essais de mesures de contraintes naturelles a été
réalisée en novembre 2005. Les résultats préliminaires obtenus sont décrits et
discutés ci-après.
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 5 sur 21
2. CONCEPTION
CONTRAINTES
DE
LA
CAMPAGNE
DE
MESURES
DE
Cette campagne a consisté à réaliser un profil de mesures de contraintes
absolues depuis la surface vers le cœur du versant, visant à quantifier le champ
de contraintes et son hétérogénéité.
Le forage de mesure a été réalisé à partir d’une ancienne voie d’accès en
encorbellement (altitude 700 m) située au-dessus de la vallée.
Les mesures de contraintes ont été effectuées le long du forage subhorizontal en
direction de la plus grande pente par rapport au relief surplombant la zone d’essai.
Six essais de mesures de contraintes par surcarottage ont été réalisés avec
l’avancement du forage. La cellule de déformations utilisée est de type CSIRO
Hi12 à inclusion souple. Cette cellule permet de mesurer un tenseur de
déformation complet et d’estimer les contraintes principales ( 1, 2, 3) locales
(Duncan Fama et Pender, 1980).
Figure 1. A gauche, vue générale de face du SLP des Rochers de Valabres, photo prise
depuis le versant opposé. Le cercle figuré au niveau de la voie d’accès, localise la
zone d’essai. A droite, photo du chantier de forage et de mesures depuis la voie
d’accès (photos INERIS).
2.1 LOCALISATION DU SLP DES ROCHERS DE VALABRES
Le SLP des Rochers de Valabres est localisé dans la vallée de la Tinée, dans les
Alpes Maritimes. Ce versant rocheux est taillé dans les gneiss migmatiques du
socle hercynien dont le point culminant est à 2254 m d’altitude. L’histoire récente
de l’activité des Rochers de Valabres (dont l’altitude est comprise entre 700 et
900 m) est marquée par deux éboulements importants qui se sont produits en mai
2000 et octobre 2004.
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 7 sur 21
2.2 PRINCIPE DE LA METHODE DE SURCAROTTAGE
La méthode de surcarottage de cellule type CSIRO est utilisée depuis de
nombreuses années, en particulier dans l’industrie minière profonde (Lahaie et al.,
2004). Les principes sont rappelés ci-après.
Il s’agit d’une méthode de détermination des contraintes par relaxation des
terrains. Elle consiste à réaliser dans le massif un premier forage (forage principal)
de large diamètre jusqu’à la zone de mesure visée. Un forage pilote, coaxial et de
plus petit diamètre, prolonge le premier.
Une cellule de mesure de déformation (cellule CSIRO) est ensuite fixée dans le
trou pilote (Souley et al., 2005). Il s’agit d’une cellule composée d’un corps creux
en époxy dont la paroi comporte 12 jauges de déformations de directions
différentes (Figure 2). Le surcarottage de la cellule libère les contraintes au
parement du forage pilote. Ceci induit des déformations enregistrées par les
jauges de la cellule. Il s’agit d’un essai destructif, avec une mesure très locale, à
l’échelle de la carotte. Cette opération se prête donc très bien à des mesures de
gradients ou de champs perturbés très locaux à partir d’un unique forage.
Figure 2. Coupe schématique 3D de la cellule de mesure collée
dans le forage pilote coaxial au forage principal avant surcarottage.
Après l’opération de surcarottage, la carotte extraite est examinée puis testée en
cellule biaxiale pour vérifier, à pression contrôlée, le comportement des jauges et
déterminer les paramètres élastiques du système cellule – carotte.
2.3 DONNEES BRUTES DE DEFORMATIONS
L’acquisition des données de déformation est réalisée par une chaîne d’acquisition
SYTGEO®, avec une précision et une résolution respectivement de ± 1% EM et
± 2 microdéformations. Les mesures sont enregistrées en déformations relatives
après un point zéro avant le démarrage du surcarottage.
Un exemple de courbes de mesures obtenues est présenté dans la figure 3. On
constate que ces courbes ont une allure très satisfaisante, avec une phase
transitoire qui correspond au passage du carottier au niveau de la cellule, puis une
stabilisation complète des mesures sur une valeur plateau bien définie (avant
rupture provoquée de la carotte) qui coïncide avec le relâchement total des
contraintes locales liées au massif.
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Figure 3. Exemple de courbes de déformations (axe Y - déf.) enregistrées en fonction de
l’avancement du surcarottage (axe X - cm) pour une cellule implantée à la cote
15,75 m. En vert, les mesures des jauges 1 et 7 parallèles à l’axe de la cellule
sont identiques, en rouge les jauges à 45° et 135° et en bleu les jauges
circonférentielles à 90°.
Les valeurs finales stabilisées de déformations obtenues i (i = 1, 2, …, 12) sont
alors inversées pour déterminer l’état des contraintes locales au niveau de la zone
de mesure.
2.4 INVERSION DES MESURES DE DEFORMATIONS
L’inversion repose essentiellement sur l’hypothèse de comportement élastique
linéaire isotrope ou orthotrope (Amadei, 1983) de la roche, supposée homogène à
l’échelle de la cellule de mesure, et sur la connaissance de la matrice d’élasticité.
Le système est surdéterminé puisqu’il comporte plus de données que
d’inconnues. Il peut alors être inversé par des outils classiques d’inversion de
systèmes linéaires, pour déterminer l’état des contraintes dans la zone de mesure.
Pour réaliser cette inversion, nous avons utilisé le logiciel SYTGEOstress®, qui
met en œuvre la méthode des moindres carrés.
Le résultat de chaque inversion (Figure 4) est une estimation, pour un jeu de
données d’entrée, des six composantes du tenseur des contraintes cartésiennes
au point de mesure considéré, exprimé dans un repère local (X, Y, Z) (Figure 5) tel
que :
•
l’axe X est horizontal ;
•
l’axe Y est vertical et le plan vertical OYX contient l’axe du forage ;
•
l’axe Z est horizontal et perpendiculaire à l’axe du forage.
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Essai 1 à 2,45 m
Essai 5 à 15,75 m
Figure 4. Exemple de résultats synthétiques d’inversion relatifs aux essais de
surcarottage 1 et 5. Les points 1, 2 et 3 représentent l’orientation moyenne des
contraintes principales 1, 2 et 3 en projection hémisphérique supérieure. Les nuages
denses de points : bleus, rouges et verts sont issus de simulations numériques d’erreurs a
priori estimées sur l’orientation des contraintes principales à partir de celles inversées
initialement dans un référentiel cartésien, compte tenu de la relation non linéaire qui lie les
deux. Dans les deux cas illustrés, l’estimation de la précision des orientations peut être
qualifiée d’excellente. Notons dans le cas de l’essai 1, réalisé pratiquement au parement
du rocher, l’orientation parfaite de la contrainte principale mineure 3 vers la surface libre
sub-verticale et perpendiculaire à l’axe horizontal X.
Figure 5. Repère local (X, Y, Z) défini pour les essais de l’expérimentation VALSTRESS3D. Attention : l’axe Y correspond à la verticale.
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2.5 DETERMINATION DES PROPRIETES DES ROCHES SURCAROTTEES
L’inversion des déformations nécessite la détermination des paramètres
élastiques de la roche. Plusieurs sources de données ont été considérées :
•
les résultats d’essais biaxiaux. Deux carottes surforées ont pu être soumises à
un essai biaxial : il s’agit des carottes des essais de surcarottage n°1 et 5
(cellules implantées respectivement aux cotes 2,45 m et 15,75 m). L’essai
biaxial ne permettant pas de déterminer directement les 5 paramètres d’une
roche isotrope transverse, des essais complémentaires en laboratoire ont été
menés ;
•
les résultats d’essais géomécaniques uniaxiaux (parallèles, perpendiculaires à
la foliation et clinotropes) réalisés en laboratoire. Des prélèvements au plus
proche de plusieurs zones de mesures ont été effectués pour une
caractérisation fine de l’anisotropie.
Les valeurs suivantes ont été retenues (Tableau 1) :
Essais
E1 (GPa)
moyen
E2 = E3
(GPa)
G12
(GPa)
moyen
moyen
G23 (GPa)
moyen
v12 moyen
Isotropie
transverse
1à4
23,3
31,2
10,7
13,8
0,13
marquée
5à6
28,6
28,6
13,5
13,5
0,06
non marquée
Tableau 1. Valeurs retenues pour traiter les mesures de déformations.
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
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3. RESULTATS DES MESURES DE CONTRAINTES
L’expérimentation VAL-STRESS3D de caractérisation des contraintes naturelles
du versant rocheux de Valabres a consisté à réaliser six essais de surcarottage
successifs, le long d’un forage subhorizontal, d’un pendage de 3° et d’un linéaire
total de 19 m environ.
L’ensemble des données brutes (déformations) des six essais de surcarottage a
pu être inversé et interprété (Tableau 2).
Notons que la qualité des mesures et des résultats est basée sur :
•
l’aspect des courbes de déformation enregistrées lors du surcarottage. Des
indicateurs qualitatifs précis tels que l’aspect général de la carotte extraite, la
phase transitoire des déformations, la stabilisation des mesures ou encore la
similitude des mesures associées aux jauges 1 et 7, permettent une
qualification préliminaire relativement fiable ;
•
lors de l’inversion des données, le logiciel SYTGEOstress® calcule et édite
une série d’indicateurs statistiques (tests de Cook, de Snedecor, écart type,
etc.) permettant d’apprécier la qualité des résultats, ainsi que l’influence de
chaque jauge sur ceux-ci. En particulier, l’indicateur global CoV (Coefficient de
Variation) exprime l’écart relatif entre les valeurs de déformation mesurées et
les valeurs théoriques prédites par le modèle d’élasticité utilisé. Un indice CoV
faible indique que le modèle de rhéologie utilisé pour l’inversion explique bien
les mesures brutes obtenues.
Le tableau 2 fait mention d’un indicateur synthétique de qualité des mesures et
des résultats, établi sur la base de l’analyse statistique des données et de
l’expérience des auteurs sur ce type de mesures.
Zone de mesure
1
2
3
4
5
6
Cote (m)
Qualité des mesures
et résultats
Nb. jauges
utilisées pour l’inversion
1 (MPa)
2,45
4,35
6,35
10,25
15,75
18,35
12
12
12
11
11
11
-4,8
-4,6
-5,7
-5,8
-6,7
-9,9
(
2
(MPa)
-4,6
-4,0
-5,0
-5,0
-5,6
-7,6
3
(MPa)
-2,0
-1,9
-2,7
-2,9
-1,8
-4,6
v
(MPa)
-4,8
-4,1
-5,5
-5,6
-5,9
-9,8
1,00
0,92
1,18
1,20
1,24
1,94
i )mes. J
/(
i )mes. 1
Tableau 2. Synthèse des résultats du profil de contraintes.
Au vu des données disponibles de terrain, les résultats du profil obtenu (Figure 6)
peuvent être commentés comme suit :
•
une première zone très fracturée, située entre 0 et 1,3 m, n’a pas permis de
réaliser d’essai de mesure ;
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•
une seconde zone située entre 1,3 et 5 m, caractérisée par une contrainte 3
de 2 MPa horizontale et de même azimut que la direction de plus grande
pente du versant, et des contraintes principales 1 et 2 de 5 MPa, situées
dans un plan sub-vertical ;
•
une troisième zone située entre 5 et 15 m, d’un niveau plus fort en terme de
contrainte moyenne avec un gradient faible mais cohérent avec les calculs
numériques (Merrien-Soukatchoff et al., 2006) ;
•
une augmentation marquée et forte de l’état de contraintes pour l’essai 6, à
18 m de profondeur avec une orientation des contraintes similaire à celle des
zones de mesures moins profondes. Des données complémentaires relatives
en particulier à la fracturation majeure présente et la surface complexe du
versant située localement juste au-dessus de la zone du forage sont
nécessaires pour essayer de comprendre l’origine de cette surcontrainte ;
•
pour toutes les zones de mesure, les contraintes ( 1, 2) sont dans un plan
situé à 0°-10° du plan vertical (Figure 7), alors que localement la pente
moyenne du versant est de 60-70°. Cette orientation, qui ne correspond pas
en affleurement à celle de la géométrie de la pente locale moyenne du
versant, pourrait être expliquée par les familles de fractures verticales
présentes dans le massif (Gunzburger et al., 2005) ;
•
dans tous les cas, les contraintes ( 1, 2, 3) restent très en deçà des seuils de
résistance de la matrice rocheuse pour laquelle la résistance à la compression
Rc en laboratoire a été estimée à 80 MPa.
12.0
SLP Rochers de Valabres - Expérimentation VALSTRESS-3D : profil de contraintes naturelles
Contraintes Principales
(MPa)
10.0
1
2
3
v
8.0
6.0
4.0
2.0
0.0
0.0
2.0
4.0
6.0
8.0
10.0
12.0
14.0
16.0
18.0
20.0
Profondeur (m)
Figure 6. Profil des contraintes principales ( 1,
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2
et
3)
et verticale
v
estimées.
Page 14 sur 21
Figure 7. Synthèse de l’orientation des contraintes principales 1, 2, 3, pour les six
essais (pour chaque essai indicé de 1 à 6 sont figurées en rouge 3, en vert 2 et en bleu
1). Le point F représente l’axe du forage. L’ellipse grisée figure l’orientation moyenne
N45°E-40°SE d’une famille importante de fractures, reconnues sur le site.
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4. CONCLUSIONS
A ce stade de l’expérimentation VAL-STRESS3D, les essais de mesure de
contraintes naturelles conduits en affleurement du Site Laboratoire Pilote des
Rochers de Valabres sont originaux d’un point de vue méthodologique et
scientifique car ils démontrent la possibilité de caractériser de manière précise des
champs de contraintes en milieu complexe, et ce à des échelles très locales. A la
connaissance des auteurs, la méthode de surcarottage de cellules de contraintes
type CSIRO, répandue en contexte d’ouvrages souterrains, n’avait a priori jamais
été appliquée aux mesures à faible profondeur dans un tel contexte.
L’ensemble des données d’entrée obtenues a permis d’obtenir des résultats d’une
très bonne qualité. Les valeurs des contraintes obtenues montrent une bonne
cohérence globale avec les ordres de grandeurs attendus.
Ces résultats confirment que le champ de contraintes local dans un tel volume
ausculté est affecté d’une variabilité très significative, mettant en évidence les
rôles probables à la fois des discontinuités présentes, de la morphologie locale de
la surface, des variations de faciès et d’anisotropie, sans qu’il soit aisé à ce stade
de pondérer leurs rôles respectifs.
Des relevés complémentaires au niveau des carottes du forage, ainsi qu’une
diagraphie ultrasonique du forage, sont d’ores et déjà envisagés pour apporter des
éléments de réponse.
Ces résultats préliminaires confirment la complexité relative du champ de
contraintes à une échelle locale mais sans aucun doute également à l’échelle plus
globale du versant. Ils attestent aussi la difficulté à introduire des conditions
initiales dans les modèles numériques thermo-hydromécaniques de telles
géostructures.
Les contraintes élevées en zone de mesure 6 soulèvent naturellement l’intérêt
d’une reprise des mesures en profil sur le même forage, au moins dans la zone de
20 à 30 m.
Les auteurs remercient toutes les personnes qui ont contribué à cette étude
conduite dans le cadre du programme d’Etude et d’Appui Technique du Cenaris,
Centre National de Surveillance des Risques du Sol et du Sous-sol.
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
Page 17 sur 21
5. REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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Brebbia, C.A. & Orszag, S.A., Springer-Verlag.
Clément C., Merrien-Soukatchoff V., Dünner C., Sausse J. (2006). Ecoute
Microsismique appliquée aux versants rocheux instables. Exemple des Rochers
de Valabres (06), JNGG 2006, Lyon, 27-29 juin 2006.
Duncan Fama M.E. & Pender M.J. (1980). Analysis of the hollow inclusion
technique for measuring in situ rock stress, Int. J. Rock Mech. Min. Sci. &
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surface temperature fluctuations on rock slope stability: Case study of the Rochers
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1-919783-52-0).
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Geotechnical Society Symposium, May 31-June 3, 2005.
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optimum cell position for overcoring stress determination in argillite rocks, Clays in
Natural and Engineered Barriers for Radioactive Waste Confinement, Tours, 14-18
march.
INERIS-DRS-06-77741/RN01 PROJET
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Bilan du workpackage WP4
Estimation des propriétés mécaniques des versants par analyses des paramètres rhéologiques et
physiques et par imagerie géophysiques électriques de sub-surface sur la Haute Tinée
LES OBJECTIFS ANNONCES ET LES RESULTATS :
Les principaux objectifs étaient d’étudier par une reconnaissance géométrique et une
quantification rhéologique et physique des zones où l’on observe l’initiation et l’évolution de
processus rupturels de grande ampleur. Cette étude déjà initiée sur des secteurs de tailles
hectométriques, a été développée à l’échelle de l’ensemble de la Haute Tinée. Nous avions proposé
principalement d'orienter notre recherche sur l'application de deux approches :
- Les méthodes de prospection électrique (panneau de résistivité 2D, 3D et 4D (temporel). Ce
travail a été réalisé et a permis la publication de 3 papiers (2 Terra Nova et un dans
hydrogeological process). Grâce à cette approche nous avons sur un petit glissement défini sa
structure 2D et 3D, suivi au cours d’une année l’évolution d’un profil électrique et réalisé un
profil avec apport d’eau forcée dans la surface de rupture.
- La quantification de la rhéologie des zones stables (J.F. Serratrice, CETE Aix) et instables (T.
Lebourg, Géoazur), avec l’intégration de l’évolution spatiale de l’altération des discontinuités
gravitaires. Pour cela on compte réaliser de très nombreuses mesures de paramètres
rhéologiques et physiques.
L'APPROCHE GEOPHYSIQUE ELECTRIQUE
Nous avons utilisé trois méthodes de tomographie électrique afin d’obtenir une imagerie 2D, 3D et 4D
des structures du sous-sol sur un site expérimental et sur une partie du pourtour du glissement de la
Clapière.
La méthode de prospection électrique nous a déjà permis de localiser sur une partie du glissement de
la Clapière les structures géologiques participant aux processus rupturels (Failles drainantes). En effet,
les structures en profondeurs imagées ont permis de valider le modèle géométrique proposé. Ces
mesures ont mis en évidence la présence d’une nappe perchée (avec sa géométrie). Elle permet dans
cette étude de discuter le rôle de l’eau et du basculement sur le déclenchement du mouvement en
s’appuyant sur une géométrie 3D.
Profils électriques réalisés sur un petit glissement (Lebourg et al., 2005, Jomard et al, 2006a,
L’ensemble du travail a mis en évidence à petite échelle, un mécanisme que l’on retrouve à l’échelle
de la vallée, mobilisant cette fois des millions de mètre cubes et sur des durées beaucoup plus longues.
Parmi ces aspects, nous avons constaté sur la majorité des mouvements étudiés que la circulation
d'eau dans les versants était guidée par un système complexe de chenalisation interne et d'alimentation
à la faveur de la fracturation des substratums et vraisemblablement guidée par l'hétérogénéité du
milieu.
figure issus d’un article soumis à Applied Geophysics (Lebourg et al)
Ces observations de terrain, ont été étayées par les interprétations de la prospection électrique réalisée
pour la reconnaissance des surfaces de rupture (Jomard et al., 2006b et Lebourg et al., soumis Applied
Geophysics)
APPROCHE RHEOLOGIQUE
Notre objectif est d’étudier la variabilité des paramètres mécaniques au sein des massifs instables,
ainsi que la quantification de l’altération en fonction de nombreux paramètres intrinsèques aux
matériaux. Nous avons entrepris ce travail sur la zone autour du glissement de la Clapière. Nous avons
constaté en effet, que les diaclases, fentes de tensions et failles présentent sur la Clapière
conditionnent le comportement rupturel de ce mouvement de terrain. Ces dernières présentent
différents stades d’évolutions vis-à-vis de l’altération et donc du comportement mécanique. Nous
passons d’une comportement sur éponte rocheuse (essais du CETE d’aix, JF Serratrice) à un
comportement de type granulaire (essais à Géosciences Azur).
2
La zone d’échantillonnage se répartit sur l’ensemble du versant Ouest de l’Argentera dans les zones
de fracturations préférentielles des failles gravitaires cartographiées et identifiées par H. Jomard (thèse
région, 2003/2006) (figure 1). Les zones étudiées sont soumises à une réactivation d’anciens
linéaments tectoniques en failles gravitaires.
Figure 1 : Localisation des zones de prélèvement sur la bordure Ouest du massif de l’Argentera / rive
gauche de la Tinée (Orientation de la vue N45°).
Les résultats obtenus (figure 2) montrent un groupement des points autour d’une valeur
moyenne de l’angle de frottement interne effectif de φ’ = 30.0° et C’ = 16.7 KPa. Ces valeurs
mesurées sont similaires à celles communément utilisées pour les matériaux au sein des diaclases. De
plus, elles se différencient des derniers stades d’altération des gneiss (V et VI), par une valeur
moyenne de la cohésion effective extrêmement faible.
Figure 2 : Répartition des résultats des paramètres mécaniques.
3
Tendance observée.
Une analyse statistique multidimensionnelle (Analyse en Composante Principale) a été utilisée
pour quantifier des corrélations entre les paramètres physique caractérisant les éléments dans une
gouge (morphologie des grains, distribution granulométrique,…) et les paramètres mécaniques.
Aucune corrélation significative n’a été trouvée à l’échelle du versant Ouest de l’Argentera ou à
l’échelle du glissement.
Cependant, nous avons remarqué qu’il existe une corrélation, sur certain fuseau de discontinuité, entre
la rhéologie et la distance depuis la zone saine jusqu’à la zone du glissement. En effet plus on
s’éloigne du glissement, plus la cohésion augmente et l’angle de frottement interne diminue. Cette
observation couplée à des analyse sur les argiles, montre le rôle important de la circulation des fluides
au sein de ces failles et le schéma ci-dessous (volontairement simple), montre l’évolution des
paramètres mécaniques et l’ouverture des tranchées.
Hypothèse sur l’évolution des paramètres mécaniques.
Glissement
Discontinuité.
Augmentation de l’ouverture
Hydrolyse >
Drainage > Hydrolyse
Drainage
Modification des paramètres mécaniques
B
Lessivage
B
A
Cohésion effective
A
Angle de frottement effectif
Qualité des connexions intergrains
Lubrifiante > rugueuse
lubrifiante
< Rugueuse
[A] + [B] = 100 %
Figure : Hypothèse sur l’évolution des paramètres mécaniques.
Cette évolution du comportement mécanique des grains pourrait expliquer l’amortissement progressif
du glissement de La Clapière. La déstructuration du versant et le lessivage des fines auraient permis
une meilleure circulation des fluides, supprimant les surpressions interstitielles, augmentant la
rugosité inter-grains et de ce fait favorisant une stabilisation du glissement. Ce phénomène a déjà été
observé dans de nombreux cas sur les surfaces de cisaillements des glissements de terrain dans des
gneiss ou des granites altérés. Mais cette évolution n’avait jamais été observée sur ces zones
cisaillantes.
En conclusion, l’interprétation de ces résultats est délicate et nécessite la prise en compte de variables
d’altérations mieux contraintes et une augmentation des mesures. En effet, d’autres campagnes de
prélèvements s’avèrent nécessaire afin d’améliorer la résolution de nos données, tant au niveau
spatiale que statistique. Néanmoins, à l’aide des ces nouveaux résultats nous avons pus élargir la
vision du comportement des failles gravitaire et de leur impact sur l’évolution des mouvements
rocheux.
Cette campagne sans précédent ouvre de nouvelles perspectives de recherche ; pour étudier
l’évolution rhéologique des versants couplée à d’autres méthodes, une augmentation significative et
intelligente des variables quantificatrices.
4
RAPPEL DU PLANNING DES MANIPS :
1er semestre 2005 :
- première phase d’essais sur les matériaux altérés prélevés durant le second semestre 2004 dans le
secteur A,
- analyse des paramètres physiques et morphologiques.
- Tomographie électrique ponctuelle du secteur A
2ème semestre 2005 :
- campagne d’échantillonnage pour les matériaux sain (secteur B) et altéré (secteur B) et début des
essais,
- Comparaisons et retour sur les essais et interprétation des campagnes sur le secteur A,
- Localisation et reconnaissance pour le secteur C.
1er semestre 2006 :
- campagne d’échantillonnage pour les matériaux sain (secteur C) et altéré (secteur C) et début des
essais.
2ème semestre 2006 :
- Comparaisons et retour sur les essais et interprétation des campagnes sur les secteurs A, B et C
ARTICLES ASSOCIES AUX TRAVAUX DEVELOPPES DANS LE CADRE DU GIS CURARE
Lebourg T., Jomard H., Guglielmi Y.and Tric E.. Electrical imaging of the sliding geometry and fluids
associated to a large rockslide, submitted to applied Geophysics.
Lebourg T., Jomard J., and Tric E., 2006. Identification of the gravitational discontinuity in weathered
gneiss by geophysical survey: La Clapiere landslide (France). Applied Geophysics, under press.
Jomard H., Lebourg T., Binet S., Tric E., and Hernandez M., 2006. Characterisation of an internal
slope movement structure by hydro geophysical surveying. Terra Nova, under press.
Binet S., Jomard H., Guglielmi Y., Lebourg T., Tric E., Bertrand C., Mudry J., 2006. Experimental
analysis of groundwater flow through a landslide slip surface using natural and artificial water
chemistry tracers. Hydrogeological Process, under press.
Lebourg T., Binet S., Tric E., Jomard H., and El Bedoui S. 2005. Geophysical survey to estimate the
3D sliding surface and the 4D evolution of the water pressure on part of a Deep Seated Landslide.
Terra Nova, vol. 17, n°5, pp399-406
5
Bilan du workpackage WP5
Estimation des propriétés hydrauliques des versants
Introduction :
L’objectif de ce travail est d’estimer les propriétés hydrauliques des versants par le suivi de la
chimie de l’eau et du débit des sources. Dans un versant fracturé déformable, les propriétés
hydrauliques vont varier spatialement, mais aussi en fonction de la déformation. Ce travail
présente une caractérisation des grandes unités hydrogéologiques dans un versant instable
ainsi qu’une discussion sur l’utilisation de la chimie pour estimer l’endommagement
mécanique du versant.
Méthodologie :
Une cartographie hydrogéologique de la haute vallée de la Tinée a été réalisée à l’échelle
1/50000 à partir d’un inventaire des sources, des indices hydrogéologiques sur le terrain. Elle
est comparée à la carte géomorphologique (Fig. 1a).
Une station météorologique a été installée sur le versant de la Clapière.
Une campagne de prélèvements d’eau à été réalisée sur 12 transepts, de 600 à 2500 mètres
d’altitude, afin d’analyser les concentrations en ions majeurs de ces sources.
Un suivi temporel a été mis en place sur quatre sources représentatives des divers aquifères
inventoriés.
Résultats :
La carte hydrogéologique (Fig. 1B) ainsi que la coupe hydrogéologique du versant de la
Clapière (Fig. 1B) montrent une étroite relation entre l’hydrogéologie des versant rocheux et
les structures gravitaires qui les affectent. Les zones affaissées, situées en partie haute du
versant contiennent un aquifère perché, situé dans les remplissages de colluvions des
structures en crevasses. Le réseau interconnecté de crevasses est drainé latéralement en partie
haute vers les vallons affluents de la Tinée et en pied de versant via les surfaces de ruptures.
Un aquifère profond peu perméable se trouve dans la zone de socle fracturé et peu altéré.
Les concentrations chimiques de l’eau des sources du versant, mesurées durant l’étiage de
2003 enregistrent les interactions eau / roche dans l’aquifère. Elles sont contrôlées
principalement par le type de roche (minéralogie) et le temps de séjour de l’eau dans
l’aquifère. Ainsi un signal chimique différent, traduit un type d’écoulements différents
(Fig.2).
Dans la haute vallée de la Tinée, trois faciès hydrochimiques se dégagent, sodique, chloruré et
magnésien (Fig. 1 et 2). Ces faciès se corrèlent avec les trois familles d’aquifères, définies par
la cartographie : (i) un aquifère perché dans les zones décomprimées, (ii) un aquifère fracturé
au pied du versant et (iii) un aquifère localisé dans la couverture sédimentaire. Les sources, au
faciès chimique intermédiaire entre ces pôles, traduisent des mélanges d’eau entre les
différents aquifères.
La comparaison entre les données cartographique et hydrochimique permet de délimiter les
différents aquifères aux propriétés hydrauliques différentes.
1
Fig.1 : (A) Carte des instabilités gravitaires, (B) localisation des sources principales de la
haute vallée de la Tinée et spatialisation des données hydrochimiques. (C) Coupe du versant
de la Clapière.
2
Fig. 2 : Détermination des différents aquifères en fonction des faciès hydrochimiques. (A)
Diagramme ternaire (Na, Cl, Mg), (B) Na Vs Cl
Les propriétés hydrauliques des mouvements de versant sont estimées grâce au suivi temporel
de quelques sources représentatives, choisies dans les trois familles décrites précédemment.
La Figure 3 illustre la dilution engendrée par la pluie du 1 novembre 2003 sur 4 sources de la
vallée. L’aquifère fracturé réagit modérément et avec retard aux épisodes d’infiltration et ces
effets sur la déformation semblent limités (plus de 30 jours). Avec la décompression, des
drains se créent en partie haute (Fig.3 N°43) et engendrent un contraste de perméabilité
important dans le versant. La réponse à un épisode d’infiltration est beaucoup plus intense et
rapide (1 à 7 jours). Cet aquifère très réactif peut alimenter un glissement et engendrer de forts
effets de l’eau sur la stabilité du versant.
Dans les zones glissées, un aquifère local se développe. Les dilutions enregistrées à la source
15 (Fig.3) correspondent à des écoulements dans une crevasse déstructurée par le glissement.
A terme le mouvement déstructure complètement le versant, la densité de fractures est telle
que le contraste de perméabilité disparaît. La réponse de l’aquifère dans ces zones (Fig. 3,
S20) est moins intense.
3
Fig.3 : Dilution enregistrée sur quatre aquifères caractéristiques suite à la crue du 1er
novembre 2003
Discussion :
La synthèse des ces observations souligne des similitudes pour lesquelles se dégage un
modèle conceptuel des écoulements en zone instable (Fig. 4).
La diversification spatiale, observée sur les différentes instabilités de la vallée, permet une
interprétation de l’évolution temporelle d’une déformation gravitaire profonde.
A long terme, l’aquifère fracturé du versant, peu capacitif (porosité de l’ordre de 0.1%) et peu
transmissif (conductivité hydraulique de l’ordre 10-6 m/s) va évoluer sous la déformation de
l’ensemble du versant (basculement ou effondrement). Dans les fractures des versants peu
déstabilisés, les variations saisonnières de pression en eau influencent la stabilité du versant,
malgré les faibles volumes infiltrés.
4
Fig.4 : Modèle conceptuel d’évolution d’un aquifère fracturé de pente soumis à une
déformation gravitaire.
Quelle que soit l’échelle d’observation, le schéma conceptuel d’écoulement est le même, les
surfaces de glissement drainent les écoulements, et jouent un rôle de barrière latérale.
L‘apparition de nouvelles fractures et le basculement délimitent un aquifère perché en partie
haute du versant. Les contre-pentes et les crevasses augmentent d’un ordre de grandeur les
volumes d’eau infiltrée dans le versant. Puis avec le remplissage des zones décomprimées
(Fig. 4C), l’évolution saisonnière des pressions d’eau diminue, mais l’influence de la charge
engendrée par les volumes d’eau infiltrés augmente fortement. Les effets de l’eau s’appliquent
en partie haute du massif et peuvent être suffisants pour déstabiliser le versant. L’apparition
d’un glissement de terrain court-circuite les écoulements de l’aquifère perché. Ainsi, ces
écoulements passent directement dans la zone glissée (Fig. 4 D).
Sur les instabilités actuelles de versant, on observe la présence d’un aquifère perché qui
alimente la zone glissée et augmente l’importance des effets hydromécaniques sur la stabilité
du glissement.
5
Fig. 5 : suivi hydro-mécano-chimique au pied du versant de la Clapière
Au cours de cette étude, il s’est avéré que les enregistrements de la chimie de l’eau drainant
un versant instable apportent des informations sur l’état de déformation du versant. L’eau qui
émerge au pied du glissement de la Clapière (aquifère d’une zone glissée) nous renseigne sur
les apports d’eau d’infiltration qui cheminent à travers le glissement (Fig. 5 ; courbe sulfate)
et se corrèlent avec les accélérations du glissement traduisant un effet de l’eau souterraine sur
la stabilité du versant.
A long terme, on observe une diminution des sulfates durant l’étiage (Fig. 5 ; courbe sulfate
durant l’étiage), de l’ordre de 0.5 mmol /L/an. Après les périodes d’accélération importantes,
ces teneurs augmentent fortement, de l’ordre de 50% pour l’épisode du printemps 2001.
Seules les teneurs en sulfate évoluent significativement avec l’état de déformation du versant
(Fig.5 B et C). Ces augmentations ont été interprétées et reproduites en laboratoire comme
étant liées à un rafraîchissement mécanique des surfaces de ruptures. Dans les périodes
stables, une fine croûte d’altération se dépose sur les fractures et limite la dissolution de la
roche. Suite à une période de déformation, cette croûte peut-être détruite et la dissolution
n’est plus limitée.
6
Conclusion et perspectives :
En s’appuyant sur des données géomorphologique, hydrogéologique et hydrochimiques, ces
travaux proposent une identification et une spatialisation des différents aquifères rencontrés à
l’échelle de la vallée de la Tinée. La comparaison entre les différents aquifères de versant et
les différentes instabilités de la vallée, permet une interprétation de l’évolution temporelle des
propriétés hydrauliques d’un versant soumis à une déformation gravitaire profonde.
A partir de ces données, une modélisation hydrodynamique permettra de quantifier les valeurs
de perméabilité et de porosité des zones décomprimées, glissées ou saines. Ce sont des
paramètres clés dans les calculs hydromécaniques, puisqu’ils régissent les répartitions de
pressions interstitielles dans le versant. Des calculs hydromécaniques pourront s’appuyer sur
ces différentes valeurs pour intégrer les modifications des propriétés de l’aquifère induites par
les déformations.
Ces résultats démontrent que le suivi de la chimie des eaux drainant un versant rocheux peut
permettre de contrôler (i) l’état hydrique de celui-ci et (ii) l’activité d’endommagement
mécanique à l’intérieur de celui-ci.
7
Bilan du workpackage WP6
Production de modèles numériques et physiques
pour étudier la stabilité des versants rocheux hétérogènes
1 / Modélisation numérique des déformations gravitaires dans une région montagneuse :
analyse du secteur de la Haute Tinée (Alpes du Sud, France)
1.1 Introduction
L’objectif de ce travail est d’étudier les états de stabilité des versants rocheux d’une
région montagneuse en modélisant les déformations irréversibles induites par les effets de la
gravité. Pour cela, un secteur montagneux de plusieurs kilomètres (25 km × 18 km) situé à
proximité de la vallée de la Haute Tinée (Alpes du Sud, France) est modélisé (Figure 1). Ce
secteur se prête particulièrement bien à ce genre d’approche car les reliefs montagneux sont
propices aux instabilités gravitaires. Les reliefs s’étendent en moyenne de 1000 m à 2700 m
d’altitude avec le plus haut sommet culminant à 2970 m. Du point de vue géologique, le
secteur est composé de roches sédimentaires et métamorphiques ayant subies les orogenèses
hercyniennes et varisques.
En modélisant les effets de la gravité sur les reliefs, nous cherchons à identifier les
mécanismes de déformations inélastiques des roches en analysant les états de plasticité sous
forme de zones de rupture en cisaillement et en traction se développant en surface et en
profondeur des versants.
Les modélisations sont réalisées avec un code de calcul basé sur la méthode des
différences finies (FLAC3D développé par Itasca Consulting Group depuis plus de 30 ans) et
adapté à l’étude des instabilités mécaniques d’objets géologiques. Ce code permet d’étudier
les effets élasto-plastiques d’une rupture sur les roches intacts ou assimilées à un volume
continu équivalent intégrant la présence de discontinuités (failles, fractures, foliations,…). Il
permet également une représentation précise de géométries complexes irrégulières, comme
par exemple un relief montagneux.
Figure 1. Géométrie du modèle numérique.
1.2 Modalités de calcul
Le modèle est discrétisé en éléments continus parallélépipédiques de 200 m de coté
interagissant entre eux. La procédure de calcul est basée sur la connectivité des éléments, et
une continuité des déplacements et des contraintes entre éléments. Les conditions aux limites
mécaniques correspondent à des déplacements nuls affectés perpendiculairement à chaque
limite, excepté pour la surface topographique qui est libre de se déplacer. Les paramètres
mécaniques des roches ont été déterminés d’après la littérature, et, sont considérés comme
isotropes et homogènes (Tableau 1), mais tenant compte de la présence de discontinuités.
La procédure de modélisation est réalisée en deux étapes : (1) l’état de contrainte naturel
statique et élastique est calculé en fonction du poids de roches et de la topographie; (2) les
effets de la gravité sur l’initiation des ruptures sont ensuite simulés en consolidant le modèle
selon une loi de comportement élasto-plastique. Le critère de rupture de Mohr-Coulomb
(Figure 2) est adopté et analysé pour différents angles de friction caractéristiques des roches
de la vallée de la Haute Tinée (Tableau 1 et Figure 3). La sensibilité aux paramètres de
cohésion et de résistance à la traction est également testée dans des gammes de valeurs
raisonnables pour les roches en présence (Figure 4). Dans FLAC3D, le modèle de MohrCoulomb permet de simuler des ruptures à la fois cisaillantes et en tractions comme indiquées
dans la figure 2, dans laquelle les demi-cercles de Mohr représentent les contraintes
principales (σ) en fonction de la contrainte cisaillante (τ), φ l’angle de friction interne de la
roche, c la cohésion (paramètre de résistance au cisaillement) et T la résistance à la traction.
Une valeur de traction limite, To, est utilisée quand la résistance du matériau est plus faible
que la résistance définie par le critère de rupture. En utilisant le critère de rupture de MohrCoulomb, il est possible de déterminer si une rupture se produira ou non à chaque point du
modèle en considérant les conditions de contraintes, en outre basées sur les propriétés élastoplastiques des matériaux.
Figure 2. Critère de rupture de Mohr-Coulomb pour un état de contrainte donnée.
Paramètres mécaniques
Valeurs
Module d’Young, E (GPa)
30
Coefficient de Poisson, ν (-)
0.25
Angle de friction, φ (°)
30, 35, 40
Cohésion, c (MPa)
0.1, 1, 10
Résistance à la traction, T (MPa)
0.01, 0.1, 1
Tableau 1. Paramètres mécaniques des roches.
1.3 Résultats de modélisation
Les résultats de modélisation montrent que des déformations plastiques en cisaillement et
en traction peuvent être induites à proximité de la surface topographique par les forces de
gravité (Figures 3 et 4). L’analyse indique que les zones de cisaillement irréversibles se
développent principalement au pied des reliefs, et tendent à se propager vers les sommets et à
s’étendre considérablement lorsque l’angle de friction ou la cohésion des roches diminue. Les
zones en tractions sont moins répandues, mais se concentrent également en pied des versants
et tendent à se propager vers les sommets sans les atteindre quand l’angle de friction décroît.
Les zones en traction se superposent assez bien avec les zones en cisaillement, ce qui tend à
augmenter l’amplitude des déformations dans ces zones.
Ces modèles suggèrent que : (1) les déformations gravitaires sont préférentiellement liées
à des ruptures en cisaillement et en traction en pied et à mi-versant lorsque les roches sont peu
endommagées (angle de friction entre 35 et 40° ; cohésion ≥ 1 MPa) ; (2) les déformations
gravitaires sont très étendues et atteignent les sommets lorsque les roches sont endommagées
(angle de friction entre 30° ; cohésion ≤ 1 MPa). Ils démontrent également que la
combinaison d’états plastiques en cisaillement et en traction à différents niveaux d’un versant
est une source possible d’initiation pour le développement de plans de rupture complexes
favorisant le déplacement de grands volumes rocheux. Les résultats montrent notamment que
les versants de la vallée de la Haute Tinée et des vallées adjacentes sont fortement propices à
ce type de mécanismes, avec une forte concentration des déformations irréversibles associées
aux forces de gravité (Figures 3 et 4).
1.4 Discussion et conclusions
Les modèles mis au point dans ce travail montrent l’initiation et l’évolution des ruptures
dans des versants rocheux naturels de grande taille simulés à l’échelle régionale. Les résultats
indiquent que les ruptures peuvent être initiées à travers le développement combiné de zones
de déformations en cisaillement et en traction entraînant une redistribution des contraintes en
pied et à mi-versant dans le cas de roches peu altérées, et jusqu’aux sommets pour des roches
altérés.
Ces modélisations montrent l’importance d’examiner le développement progressif de
plans de rupture dans les versants en fonction de la dégradation (endommagement) de la
résistance des roches en utilisant un critère de rupture de type Mohr-Coulomb. Dans cette
approche à endommagement progressif, les valeurs des paramètres mécaniques sont prises
égales à celles d’une roche cohérente à l’état initial, puis sont progressivement altérées avec la
résistance des roches diminuant avec l’apparition des déformations irréversibles.
Figure 3. Etat de plasticité simulé avec un comportement élasto-plastique de Mohr-Coulomb pour différents
angles de friction (30° < φ < 40°).
1
Figure 4. Sensibilité de l’état de plasticité pour différentes valeurs de cohésion et de résistance à la traction des
roches en considérant un angle de friction constant de 35°.
1
2 / Modélisation physique de la rupture dans les versants rocheux
Les écroulements de falaise sont parmi les mouvements gravitaires les mieux
documentés car connus depuis longtemps. il s’agit généralement de mouvements représentant
un risque important de part la soudaineté et de la rapidité du phénomène (falaise de Valabres
dans les Alpes Maritimes, Randa dans le Valais en Suisse…). Malgré cela, les mécanismes
générateurs et déclencheurs de tels mouvements sont encore incompris.
Des travaux de modélisation physique en 2D et en 3D ont été réalisés dans le but de
mieux comprendre comment des hétérogénéités structurales de faible extension comme des
fractures peuvent entraîner la perte d’équilibre d’un massif rocheux ; et ceci au travers d’un
exemple de terrain très documenté qui est l’écroulement de Randa de 1991. Pour cela, nous
avons réalisé des modèles physiques du cas naturel de Randa en respectant les critères de
similarité.
Nous avons choisi ce site car depuis les éboulements de 1991 beaucoup d’études de
terrain et de modélisations numériques ont été réalisées et il a pu être démontré que les
fractures avaient jouées un rôle essentiel dans la déstabilisation de ce massif. Toutefois, des
questions essentielles demeuraient sans réponse.
D’une part, il n’a pas pu encore être établi quelle était la persistance des fractures et si
ce paramètre était de premier ordre dans le déclenchement et l’évolution des éboulements.
D’autre part, aucun modèle n’avait encore pris en compte le caractère 3D de ces
éboulements. On peut donc se demander si les modèles 2D sont suffisants pour comprendre
les processus rupturels mis en jeu.
Les résultats obtenus, tant en 2D qu’en 3D, ont montré que la prise en compte de
l’ensemble des fractures affectant le versant était essentielle pour obtenir un mouvement de
type écroulement. En effet bien que toutes les fractures ne s’activent pas lors de la
déstabilisation du massif, leur présence permet de générer les perturbations dans le champ de
contraintes et l’affaiblissement du modèle nécessaires à l’obtention d’un écroulement de
falaise en deux étapes comme se fut le cas le 18 avril et le 9 mai 1991 à Randa.
Ensuite, des différences significatives ont pu être mises en évidence entre modélisation
2D et 3D. Nous avons en effet observé que la persistance verticale des fractures était un
facteur de premier ordre influençant les modalités de la rupture dans le cas des modèles 2D.
En revanche, ce paramètre est de second ordre dans un modèle 3D.
Nous avons également pu mettre en évidence que la résistance effective du massif était
significativement plus faible dans les modèles 3D que 2D. Cela montre que les calculs de
stabilité généralement fait en 2D surestiment la résistance des massifs. Il est donc
fondamental de prendre en compte le caractère tridimensionnel des mouvements.
Ci-après, un article publié est joint pour présenter plus en détail la méthode développée.
JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 110, F04004, doi:10.1029/2004JF000264, 2005
Three-dimensional physical modeling of deep-seated landslides:
New technique and first results
A. Chemenda, S. Bouissou, and D. Bachmann
Géosciences Azur, UMR 6526, Université de Nice Sophia-Antipolis, Valbonne, France
Received 9 November 2004; revised 13 July 2005; accepted 19 August 2005; published 18 October 2005.
[1] A new technique for physical (experimental) modeling of landsliding and the first
results are presented. The technique is based on the use of new elasto-brittle-plastic
analogue materials and an original vertical accelerator device enabling an increase in the
‘‘gravity acceleration.’’ This technique allows slope stability to be addressed in a full
three-dimensional, large strain formulation involving brittle and ductile rupture of the
material. Three sets of experiments on the scale of a mountain 1 km high are presented.
The first one was designed to define the conditions and the mode of instability
(deformation) in a homogeneous unfractured model. Instability occurs when the effective
compressive strength sc of the mountain is as small as 107 Pa, i.e., about 1 order of
magnitude lower than the typical strength of small rock samples. The deformation and
rupture involve the whole mountain and correspond to well-known, deep-seated
gravitational slope deformation. In the second set of experiments we introduced inherited
‘‘tectonic’’ faults, which considerably reduce mountain stability, with deformation again
developing at the mountain scale. The introduction of the local small-scale fractures
and weak zones in the last set of experiments resulted in smaller-scale shallow
landslides.
Citation: Chemenda, A., S. Bouissou, and D. Bachmann (2005), Three-dimensional physical modeling of deep-seated landslides:
New technique and first results, J. Geophys. Res., 110, F04004, doi:10.1029/2004JF000264.
1. Introduction
[2] Deep-seated landslides are phenomena usually observed in anisotropic fractured rock massifs [e.g., Kato
and Hada, 1980; Chigira, 1985; Agliardi et al., 2001].
Slope movements develop largely through the propagation
and interaction of preexisting fractures [Scavia, 1995;
Kaneko et al., 1997] and the development of shear localization zones [Allison, 1992; Petley, 1996]. New surface
zones are subjected to physical and chemical weathering
and alteration caused by temperature changes and fluid
circulations within the fractures and pores [Broch, 1974;
Hoek and Brown, 1997; Hall and André, 2001]. These
factors, as well as the discontinuities and heterogeneities
of various scales in the rock masses, strongly complicate a
definition of the effective mechanical properties of mountain masses. This in turn makes the mechanical modeling of
gravitational instability a difficult exercise [Barla and
Chiriotti, 1995; Voight, 2000; Brückl and Parotidis, 2001;
Agliardi et al., 2001; Eberhardt et al., 2004].
[3] On the other hand, it is still a challenge for continuum
numerical modeling approaches to take into account brittle
rupture processes [Scavia, 1990, 1995; Hajiabdolmajid and
Kaiser, 2002] or large plastic strain [Brückl and Parotidis,
2001; Eberhardt et al., 2004]. Models with explicit representation of heterogeneities can treat only a few fractureCopyright 2005 by the American Geophysical Union.
0148-0227/05/2004JF000264$09.00
like heterogeneities [Benko, 1997; Stead and Eberhardt,
1997], which are not allowed to propagate [Hencher et al.,
1996; Stead and Eberhardt, 1997] although propagation is
an inherent part of the landslide initiation and evolution.
[4] The essentially three-dimensional (3-D) geometry
(hence nature) of landslides makes modeling still more
difficult. This difficulty can be overcome using a physical
(experimental) modeling approach. Physical models are
inherently 3-D, and there is normally no problem with the
introduction of different kinds of heterogeneities such as
fractures/faults and weak and strong zones. This technique
has been applied to the problem in question mainly using
granular materials, particularly sand [Donnadieu and Merle,
1998; Vidal and Merle, 2000; Davies and Mc Saveney,
1999], with angles of internal friction varying between 30
and 41. Models of mountains with realistic geometry made
of such materials remain stable. To cause sliding, slopes
have to be increased unrealistically or lubricating internal
layers must be added [Donnadieu and Merle, 1998; Vidal
and Merle, 2000]. In addition, such granular materials with
low cohesion and toughness do not reproduce the brittle
fracturing responsible for initiating instabilities in many
cases [Forcella, 1984].
[5] Experimental models should be physically scaled
properly so that their properties satisfy the necessary similarity criteria. Because materials with such properties do
not exist, they were created for this study. The material used
in the present work represents a compositional system based
on liquid and solid hydrocarbons. It possesses elasto-brittle-
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CHEMENDA ET AL.: LANDSLIDE PHYSICAL MODELING
plastic properties sensitive to temperature. Variation of the
temperature allows us to obtain the required strength and
elasticity modulus.
[6] One more freedom degree in variation of material
rupture properties is provided by the original vertical
accelerator device designed for this modeling. It allows us
to increase the ‘‘gravity acceleration’’ in the model (hence to
use stronger and more brittle materials) up to a factor of 50.
We are thus able to study slope stability in three dimensions
and at large strains that involve both brittle and ductile
rupture of the material.
2. Similarity Criteria, Modeling Concept, and
Analogue Material
[7] To perform the dimensional analysis, we have first to
establish a list of the parameters that control the phenomenon under study. Generally, it should include the following
parameters: the specific weight rg (r is the density and g is
the acceleration due to gravity), uniaxial compressive sc and
tensile st strengths, Young modulus E, Poisson’s ratio n,
internal friction angle j, parameters characterizing strain
softening, pore pressure p, the spatial scale of the phenomenon (the mountain height H, for example), and angles that
define the geometry of the object (the model must be
geometrically similar to the prototype). The similarity
criteria can then be derived using the pi theorem. Having
these criteria and the parameter values for the natural
prototype, one can easily obtain the values of these parameters for the model.
[8] The problem is that the properties are not well known
for the natural case, and we have to introduce necessary
simplifications. For example, the friction angle j for a wide
variety of rock mass types (or rock mass qualities according
to Hoek and Brown [1997]) varies between 20 and 40
[Hoek and Brown, 1997; Cruden, 2003] and in weathered
rock masses (where landsliding is usually initiated) can fall
below 10 [Bjerrum, 1967; Matsukura, 1996]. The j value
representative of slope destabilization at the scale of a
mountain is not clear from these data. On the other hand,
it is known that the effective resistance parameter values
(including frictional resistance) reduce as both the spatial
and temporal scales increase [e.g., Hoek and Brown, 1997]
for three principal reasons: (1) for larger rock masses the
number of different kinds of discontinuities (e.g., fractures)
that can interact to provoke early failure is larger; (2) for
larger sizes (hence depth and pressure) the inclination of the
strength envelope (or friction angle) is smaller and can reach
zero or even negative values in the case when nonelastic
volumetric deformation is accompanied by pressureinduced compaction (grain/block crashing) of the material
[e.g., Issen and Rudnicki, 2000]; and (3) long loading
activates various creep mechanisms (see below) which
reduce the strength and make the material more ductile
(hence less frictional) [e.g., Ranalli, 1996].
[9] Pore pressure also strongly affects the effective resistance and the frictional stresses between grains [Terzaghi,
1950; Jaeger, 1972; Biot, 1973]. The distribution and
temporal variation of this pressure at large spatial and
temporal scales are not very clear. Therefore we neglect in
this approximate analysis both the internal friction and the
pore pressure. On the contrary, we pay much attention to the
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material’s cohesive strength and its capacity to generate
brittle fractures. This capacity depends on the constitutive
law characterizing the material and can be defined approximately by the strain softening and sc/st ratio. The higher
the ratio and the softening, the higher the fracturing capacity
(the material is more brittle). We do not have, however,
quantitative constraints on the parameters defining brittleness in nature at the scale of interest. Therefore we simply
ensure that the model material should be ‘‘brittle enough.’’
[10] Real rock masses show time-dependent behavior at
different (including mountain) scales. The causes of this
creep phenomenon are more or less known: pressure solution, stress corrosion, subcritical crack growth affected by
physical and chemical interaction of rocks with fluids,
progressive damage [e.g., Brückl and Parotidis, 2005],
and alteration. On the other hand, the corresponding constitutive laws defining in particular the effective viscosity of
a rock mass have not yet been obtained. Therefore we do
not know how to incorporate this viscosity into our analysis.
For this reason we will consider that the natural material is
strain-rate-independent and exclude the viscosity from the
list of the defining parameters. The remaining parameters
yield the following similarity criteria for modeling quasistatic processes [Shemenda, 1994]:
Ho
Hm
¼
;
V o to V m tm
soc
sm
c
¼
;
ro g o H o rm g m H m
Eo Em
¼ m;
soc
sc
ð1Þ
where superscripts o and m mean original and model,
respectively, and V is the displacement rate (the Poisson’s
ratio is neglected here).
[11] To satisfy these criteria, a new low frictional elastobrittle-plastic analogue material Slope1 with strain softening
(Figure 1) has been created (the material is custom-made
and available from MIR International, Inc. (Newton, Massachusetts)). The material represents a compositional system
based on liquid and solid hydrocarbons. Its strength, softening, and sc/st ratio strongly depend on the temperature;
all reduce with temperature increase (Figures 1b and 1c).
[12] Slope1 is slightly rate-dependent within the strain
rate e_ range of interest (see section 3); it is seen from
Figure 1d that increase in e_ by a factor of 30 causes
increase in the applied stress (strength) of <20% (highly
nonlinear viscosity). Yet this material possesses, typical of
colloidal systems, dependency of the effective viscosity on
the strain; the viscosity is much higher at small strains
(before failure) and rapidly decreases with strain increase.
Figure 1d shows that after failure (at e > 0.02) the material
residual strength is almost the same for different strain rates.
Thus, at this stage of deformation the viscosity falls almost
to zero. Strain rate dependency of Slope1 becomes still
lower with strain rate reduction. At strain rates of the order
of 102 s1, typical for the experiments presented in this
paper (see section 5), one can consider the strength of
Slope1 to be strain-rate-independent.
3. Experimental Setup and Procedure
[13] To create the mountain model, a melt of the analogue
material is poured into a rigid PVC box at a temperature of
50C. After cooling to a temperature of 20C, at which the
crystallized material is strong enough and can be easily
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Figure 1. Properties of the model material Slope1, including (a) setup of the uniaxial compression,
constant velocity u test; (b) uniaxial stress/strain diagrams at different temperatures and constant strain
rate e_ = 102 s1; (c) compressive sc and tensile st strengths versus temperature; and (d) stress/strain
diagrams for various velocities u at T = 23C. Strain rate is calculated as e_ = n/l, where l is the initial
height of the sample. See color version of this figure in the HTML.
handled without being damaged, it is cut to obtain the
desired shape, including a prismatic mountain (ridge) with
a parallelepiped basement (Figure 2). The model basement
is ‘‘welded’’ to the box; therefore the coupling between
them is strong. In all experiments both the model geometry
and composition are the same. We varied the strength of the
model (by temperature change) and its internal structure to
study their influence on the gravitational destabilization. To
perform the experiments, the model (with the box, Figure 2)
is put onto the mobile platform of the vertical acceleration
device (accelerator) shown in Figure 3. The platform is
uplifted to h = 2 m or less and then is released. During free
fall it reaches a maximum velocity of 6 m s1 just before
coming into contact with a shock absorber. The model is
then rapidly but smoothly decelerated to zero velocity on a
shock absorber of 5 cm stroke. During this phase, the model
undergoes a strong acceleration (deceleration) gm acting in
the same direction as gravity. The magnitude and the
duration of the deceleration/acceleration phase are measured
with a high-frequency accelerometer fixed to the platform.
Figure 2. Scheme of the model (dimensions are in
millimeters). The model includes a prismatic mountain
with all four faces dipping at an angle of 30 and a
parallelepiped basement within a rigid box (coupling
between the model and the box internal surfaces is strong).
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Figure 3. (a) Scheme and (b) photo of the vertical accelerator device with 1, model; 2, mobile platform
(aluminum base) supporting the model; 3, Enidine1 5 cm stroke shock absorber; 4 aluminum rails
guiding the falling platform; and 5, ball bearings.
The acceleration gm reaches a maximum value of about
500 m s2 if the model is dropped from the maximum initial
elevation level h = 2 m. The deceleration phase lasts about
Dtc 102 s (Figure 4) which yields the frequency of the
loading input fg = 1/2Dtc = 0.5 102 Hz.
[14] The experimental procedure includes three stages.
The first one consists of heating the model at a given
boundary (ambient) temperature until a uniform temperature
within the model is reached. The ambient temperature is
automatically controlled (maintained) using a heating/cooling system. The time Te of the model thermal equilibrium
can be estimated as
ð2Þ
[15] The loading of the model (acceleration cycling) is
usually started at the maximum acceleration gm and a
relatively low temperature, at which gravity-induced
stresses are lower than those needed to initiate the model
failure. Then the temperature is progressively increased
until model rupture is initiated. The initiation of rupture
means that gravity-induced stress has reached the model
strength (the failure surface in the stress space). Keeping
this temperature constant, we repeat the acceleration cycles
to observe the rupture propagation during ‘‘landslide’’
initiation and further evolution. Normally, about n = 100
acceleration steps are needed to obtain a clearly visible
macrofracture at the model surface. According to the curves
in Figures 1b and 1d the model strain at this stage reaches
values of 0.01 (at this strain the strength is attained and
where H is the model spatial scale (H 40 mm) and k is the
thermal diffusivity coefficient of Slope1 (k = 2 107 m2
s1). It follows that Te 2 hours. The model is maintained
at constant boundary temperature 2 times longer to insure a
uniform temperature within the model. Measurements of the
temperature evolution within the model have been conducted by inserting microthermocouples into the model at
different depths. The measurements confirmed that 4 hours
is an optimal time for the model to reach thermal
equilibrium. After the heating, the model is subjected to a
sequence of acceleration steps during which its surface
deformation is observed and registered using a highresolution digital camera. After the experiment the model
is cooled to 5C and then is cut in order to study the internal
deformation.
Figure 4. Accelerogram recorded by the high-frequency
accelerometer fixed to the falling mobile platform of the
accelerator device shown in Figure 3.
Te ¼
H2
;
k
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the material undergoes failure). The strain rate during this
stage can be estimated as e_ = e/(nDtc) = 0.01/100 102 =
102 s1, which is within the e_ range shown in Figure 1d.
The experiment can include several hundred steps if very
large total strains are desired.
[16] The presented ‘‘gravity’’ loading technique serves
the same objective as traditional methods based on the use
of a centrifuge. Our technique, however, possesses a number of advantages, as listed below:
[17] 1. Large models can be studied without large and
‘‘heavy’’ experimental equipment such as centrifuges where
long arms (up to 10 m) have to be used to reach a uniform
acceleration of the model.
[18] 2. Unlike centrifuges, with our technique the model
evolution can be observed directly in very small increments
and in great detail. Modifications of the model structure and
morphology can be made at each step to simulate processes
such as erosion, alteration, strength degradation, etc.
[19] 3. Model deformation can be abruptly stopped at any
stage. This is especially important when studying unstable
processes, which once initiated evolve very rapidly. With
centrifuges such stops are impossible.
4. Validity of the Loading Procedure
[20] The question naturally arises whether the presented
cyclic loading technique is equivalent to the static loading
corresponding to a constant gravity field. In other words,
can our technique be considered as quasi-static, or is it
dynamic? For the model to be loaded under quasi-static
conditions the frequency fg of the acceleration (loading)
input should be much smaller than the frequency fd of the
stress/strain state ‘‘update’’ within the model during loading. The update occurs with the elastic wave speed C and
depends on the spatial scale H such that
fd C=H:
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the displacement Dl (along the forming fault, for example)
should be the same in nature and in the model. This criterion
therefore relates the time in nature and in the model at
various stages of landsliding (of displacement Dl = Vt).
[23] Thus our loading technique can be considered as
quasi-static. Now we have to insure that the model deformation on a loading cycle timescale (or frequency) is not
dynamic either. For this we have to take care that the inertial
force Fi, arising within the model during its deformation at
this scale, be negligible compared with the force driving the
process, i.e., the artificial gravity force Fg = rgm. The
inertial force is Fi = ra, where a is the acceleration of the
model material relative to the platform of the accelerator.
This acceleration is a = d2uc/dt2, where uc is the displacement of the model material relative to the platform during
one loading cycle. This acceleration can be estimated as
a ¼ Uc =DT 2 ;
ð5Þ
where Uc is the total displacement during one cycle (it is the
scale of uc) and DT is the duration of the displacement. The
displacement occurs when the artificial gravity acceleration
reaches its near maximum value (gm 500; m s2) and
lasts, approximately, 0.1 times the loading cycle (Dtc 102 s; DT 103 s). During a loading cycle before the
complete failure of the material the strain rate was estimated
above (see section 3) to be e_ = 102 s1. The corresponding
displacement during one cycle is Uc = e_ DTH = 102 s1 103 s 6 102 m 106 m. Therefore a/gm 103 1 (see equation (5)). After the failure, direct measurements
of the residual displacement along the resultant faults yield
Uc values of the order of 0.1 mm (104 m), for which
a/gm 101, which is still acceptable (in any event, the
postfailure sliding is largely predefined by the fault network
created during the failure).
ð3Þ
5. Results
[21] Vertical deceleration of the model generates P waves
in the same direction. Hence C = Cp . Cp was measured for
our model material to be between 100 and 200 m s1.
Assuming H = 6 102 m and Cp = 1.5 102 m s1, we
obtain fd = 0.25 104 s1. As stated in section 3, the
frequency of the loading input is fg = 0.5 102 s1. Thus,
as is required, fg/fd = 2 102 1, and hence our loading
technique can be considered quasi-static.
[22] The above ratio corresponds to the Strouhal number
St
St ¼
fg H
¼
fd Vt
ð4Þ
(t = 2Dtc; V = C), widely used in hydrodynamics where it is
usually a function of the Reynolds number. In our case the
condition St = const is not a similarity criterion in the above
dynamic sense. On the other hand, the condition H/(Vt) =
const is still a similarity criterion (see the first condition in
equations (1)). However, V in this criterion is no longer the
velocity of the elastic waves. It corresponds to the mean
velocity value of nonelastic displacement of the model
material. This criterion has a purely kinematic sense and
simply means that the ratio of the characteristic scale H to
[24] A total of about 50 experiments have been conducted under various conditions. We report here the
results of the three most representative trials. All experiments were carried out at the maximum acceleration gm =
500 m s2.
5.1. Experiment 1: Homogeneous Model
[25] As mentioned in section 3, to conduct the experiments, we first determine a maximum (threshold) model
material strength (or temperature Tm) at which failure starts.
At this temperature the nonelastic displacement within the
model at each acceleration step is minimal, and the viscous
stresses are negligible. To determine Tm, the model is
thermally equilibrated at a progressively higher temperature
T during 4 hours (as indicated in section 3) and is then
subjected to acceleration cycling.
[26] The first signs of fracturing are observed at Tm 23C, which corresponds to sc = 3100 Pa (Figures 1b
and 1d). Four fractures appear almost simultaneously at
the model surface, all located on the long sides of the
mountain (ridge) (Figure 5a). Both the lengths of the
fractures and the displacement along them increase with
further cycling, resulting in subsidence of the mountain
top and overall horizontal extension of the mountain,
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5.3. Experiment 3: Model With a Local Shallow
Weak Zone
[28] A circular fault/weak zone parallel to the slope
surface (Figure 7) is introduced at a shallow depth of
8 mm (for comparison, the mountain height is 40 mm).
Fracturing starts at sc = 5300 Pa in the weak zone and then
propagates first parallel to this zone (to the slope surface)
and then along curved trajectories toward the model surface
(Figure 7a). The first fracture appears at the surface above
the weak zone and then below it, outlining an elongated
sliding unit. With further cycling, this unit undergoes large
deformation and fracturing (Figure 7b).
6. Discussion
[29] A large amount of literature on the effective properties of geological-scale discontinuous rock masses [e.g.,
Singh, 1973; Bieniawski, 1978; Goodman, 1980; Brady and
Brown, 1985; Hoek and Brown, 1997; Amitrano, 2004]
shows that the magnitudes of the effective elastic and
strength parameters are generally reduced as spatial and
temporal scales increase. Different approaches exist for
addressing the scale problem. Our approach is to study
the response (deformation) of a mountain to a progressively
increasing gravitational load or, equivalently, to the strength
reduction at a constant acceleration due to gravity. We first
consider an unfractured, homogeneous mountain and assess
the maximum strength sc required for the onset of deformation under the force of gravity. The obtained value sc =
3100 Pa can be adjusted to the scale of natural mountains
Figure 5. Experiment 1, homogeneous model, sc =
3100 Pa (T = 23C), showing (a) model after 80 acceleration
steps, (b) the same after 100 acceleration steps, and
(c) scheme of the master faults formed within the model.
especially in the direction perpendicular to the crest
(Figure 5b). Two fractures also appear at the toe of the
large slopes (Figure 5b). The fractures observed at the
surface correspond to the master normal and thrust faults
within the model body shown in Figure 5c. It should be
noted that although the blocks between the master faults
look rigid, they undergo nonelastic strain and are commonly microfractured.
5.2. Experiment 2: Prefaulted Model
[27] Before acceleration cycling, the whole model
(from the surface to the bottom) is cut to simulate a
preexisting inclined plane fault. Fracturing in this experiment starts at lower temperature (higher strength). With a
preexisting fault dipping 60 (Figure 6a) the threshold
strength is sc = 4500 Pa (T = 21.5C). For a dip of 30
(Figure 6b) it is sc = 5300 Pa (T = 21C). In both cases
the deformation starts with normal fault movement along
the preexistent faults. This displacement causes large
strain and complex multiple fracturing of the sliding
units, with a principal (master) fault forming close to
the base of the model.
Figure 6. Experiment 2, photos show two similar
experiments with preexisting faults (dashed lines) cutting
the whole model from the surface to the bottom and dipping
at an angle a. Model is shown (a) after 100 acceleration
steps, a = 60 and sc = 4500 Pa, and (b) after 100
acceleration steps, a = 30 and sc = 5300 Pa.
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Figure 7. Experiment 3, sc = 4000 Pa. A local planar,
circular, shallow (8 mm deep) weak zone is parallel to the
slope surface (white dashed line in Figure 7a represents
projection of the cut contours on the surface). Model is
shown (a) after 80 acceleration steps and (b) after 100
acceleration steps.
using the second similarity criterion in (1). Assuming that
the mountain height in nature is Ho = 2 km and ro = 2.5 103 kg m3 and considering that in the model Hm = 4 102 m and rm = 0. 86 103 kg m3, we obtain soc 107 Pa. This is almost 1 order of magnitude lower than
values measured in the laboratory on small samples but
corresponds well to the value proposed by Hoek and Brown
[1997] for average quality rock masses.
[30] The sagging-type deformation of a homogeneous
experimental model (Figure 5) is often observed in nature
and is known as deep-seated gravitational slope deformation
[Iovine and Tansi, 1998; Crosta and Zanchi, 2000; Agliardi
et al., 2001; Kellogg, 2001]. It affects mountains that can be
considered mechanically homogeneous [Kellogg, 2001], but
this kind of deformation is also observed in massifs cut by a
fault [Iovine and Tansi, 1998; Rizzo, 2002], as in experiments 2 and 3 (Figures 6 and 7). The introduction of faults
and fractures into the model results in earlier (easier)
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destabilization of the mountain, that is, sliding occurs at
higher sc values. The difference with the homogeneous case
is not, however, drastic and does not exceed, on average, a
factor of 2. In the presence of large-scale (tectonic) faults
the mountain deformation is asymmetric (Figure 6) but still
involves nearly the whole mountain.
[31] Experiments show that suitably orientated fractures,
faults, or other discontinuities (e.g., schistosity, bedding,
strongly altered zones) can cause much shallower deepseated landslides, such as that in Figure 7. Considering that
in the experiments both types of gravity-induced deformation, the deep-seated gravitational slope deformation and the
deep-seated landslides, occur at similar sc values, they
should coexist in the same mountain.
[32] In this paper we discuss the influence on the mountain/
slope destabilization of only one parameter, the effective
strength sc. Other mechanical parameters should also affect
the phenomenon under study. The static elasticity modulus of
the model Em depends on the temperature (Figure 1b) and is
between 106 Pa and 2 106 Pa in the range of temperature we
apply. The corresponding value in nature according to the last
similarity criterion in (1) is approximately Eo = 6 109 Pa,
which is several times lower than the elasticity modulus
measured in the laboratory on intact rock samples [Turcotte
and Schubert, 1982] and only 2 times lower than the
deformation modulus of average quality rock masses [Hoek
and Brown, 1997]. The real effective Eo value representative
of the mountain scale is unknown.
[33] The ratio sc/st along with the strain softening controls the material brittleness (hence details of fracturing).
These parameters were not investigated, but we have the
possibility of varying them for the same material composition by varying the temperature (see Figure 1). Both
parameters increase with temperature reduction, but the sc
value increases as well, changing the ratio sc/(rgH) (see
equation (1)). To keep this ratio constant, we simply have to
increase the model size H, which is not a problem with our
technique. It should be noted that, considering strong
temperature sensitivity of the model material strength, it is
possible to introduce different strength variations within the
model by its heterogeneous heating to mimic a particular
field setting.
[34] The obtained effective strength of the mountain
(107 Pa) is entirely cohesive, whereas in reality it has
both cohesive and frictional components. Their respective
contributions remain to be investigated. In order to do this, a
new frictional material is being developed.
7. Conclusions
[35] The most usable technique in modeling landsliding is
numerical simulation. This powerful tool is hampered,
however, by difficulties in analyzing brittle failure, especially in three dimensions and when large nonelastic strains
are involved. Therefore the use of another modeling technique, physical modeling, is indispensable. To correctly
apply this technique to gravity-induced deformation, an
artificial increase in gravity is usually needed. The new
technique presented here is an alternative to the traditional
centrifuge method. It has a number of advantages such as
the possibility of studying large models, directly observing
and making necessary measurements at any stage during the
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deformation of the model, progressing the experiment by
small time/deformation increments, and low cost. The first
results reported for simple models and a new analogue
material demonstrate the potential of the proposed method
for studying landslides and rock mass failure processes in
general. These results are consistent with the available
geological information and provide insights into mechanisms of initiation and evolution of landslides. This process
can involve the whole mountain or only part of it (superficial
part in particular) depending on the presence and distribution
of the preexisting faults and fractures. Further experiments
will be focused on the detailed study of the interplay between
different scale processes. Preliminary trials with models
containing two and three mountains have shown that their
gravity-induced deformation is interaffected. Therefore
investigation of the behavior of a single mountain (ridge)
is not sufficient. It is also clear that in active mountain
regions the crust is subjected to strong tectonic stresses that
certainly affect states of stress and strain [Miller and Dunne,
1996; Molnar, 2004] and hence mountain destabilization.
[36] Acknowledgments. We are grateful to F. Hutter and two other
anonymous reviewers and editors for the constructive suggestions and
criticisms. We thank G. Buffet for the help in developing the loading device
and C. Wibberley for improving the English. This work has been supported
by the CNRS through the ACI ‘‘Prevention des Catastrophes Naturelles.’’
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8 of 8
Bilan du workpackage WP7
Vizualizing deformation in the Uppert Tinée valley from high accuracy MNT
Axe I – WP 7b – GIS-CURARE –
Relevé laser scanner du glissement du Pra
1. Présentation de la société
TPLM-3D (www.tplm-3d.fr) est une société de services lasergrammétriques, créée et installée
en Rhône-Alpes depuis juin 2004 par 2 ingénieurs géomètres, David Desbuisson et Stéphane
Hopp.
Parmi les références récentes de TPLM-3D, nous pouvons citer :
•
Relevé laser scanner et topographique d’une carrière à St Nabor (surface totale 43
ha).
•
Relevé laser scanner d’un front de taille de carrière dans le Gard, à 1 semaine
d’intervalle pour une étude de mouvements, création d’un maillage.
•
Relevé laser scanner des chambres d’exploitation de la Mine d’Orbagnoux,
création de maillage.
•
Relevé laser scanner d’une cavité rocheuse érodée sous une pile de pont à Cartigny
(Suisse), création de maillage et d’orthophoto.
•
Relevé laser scanner d’une partie du tunnel de l’Epine, calcul de cubatures, profils
en travers tous les 5m.
Nos moyens Humains
•
David Desbuisson : Ingénieur géomètre INSA Strasbourg, Cogérant TPLM-3D.
•
Stéphane Hopp : Ingénieur géomètre INSA Strasbourg, Cogérant TPLM-3D.
•
Vincent Fabry : Ingénieur géomètre INSA Strasbourg, Chef de projet.
•
Bertrand Frezza : Technicien supérieur Géomètre, Chef d’équipe topographie.
Nos Moyens Matériel :
•
1 Système laser-scanner Leica HDS 3000
•
1 Station Totale Leica TCRA 1101 Xrange
•
1 Niveau Leica NA730
•
1 Appareil photographique numérique Canon EOS 20D (8 millions de pixel).
•
3 stations de travail post-traitement avec :
•
3 x Autocad (1 x Map2004 + 1 x 2005 + 1 x 2006),
•
1 x Logiciel de traitement des données topographiques : Covadis 2D/3D,
•
Logiciels dédiées aux post-traitement des données laser scanner :
•
2 x Calcul sous Leica Cyclone Register,
•
1 x Modelisation 3D Leica Cyclone Register,
•
2 x Extraction 2D Leica Cloudwors Pro sous Autocad.nthèse).
•
1 x 3DSMAX (Solution 3D et Image de Synthèse).
Axe I – WP 7b – GIS-CURARE –
Relevé laser scanner du glissement du Pra
2. La lasergrammétrie
Les grands principes de la lasergrammétrie
La lasergrammétrie est une technique nouvelle, apparue au début des années 90. Les relevés
laser-scanner sont comparables à des photographies en 3D de l'objet mesuré. Chaque point
scanné sur le terrain est immédiatement connu en coordonnées X, Y, Z.
Du point de vue du géomètre, on note un changement de philosophie par rapport à la
topographie classique : on ne relève pas les points caractéristiques de l'objet mais on mesure
l'objet dans sa globalité.
La précision d’un tel système est illustrée par l'écart type sur chaque point mesuré. Cependant,
la précision du résultat modélisé peut être meilleure que la précision des données brutes et
cela grâce à la très haute densité de l'information. Cette technologie est intéressante à partir
du moment où l'on recherche une haute résolution d'informations.
Définition d'un système laser-scanner 3D
Pour l'utilisateur, un système laser-scanner 3D est un instrument qui mesure des points 3D
(XYZ) sur une zone d'un objet de manière automatique et systématique, à une cadence de
relevé importante (des centaines ou des milliers de points par seconde) et qui permet
l'obtention des coordonnées 3D en temps réel.
Un scanner peut éventuellement donner en plus et pour chaque point une valeur fonction de la
réflectivité de l'objet ainsi que des valeurs RVB obtenues via une caméra numérique.
Les laser-scanners 3D peuvent être utilisés :
•
En position fixe (contrôle qualité en industrie),
•
En position mobile (scanner terrestre utilisé en topographie).
•
Aéroporté avec système de navigation embarqué.
Définition d'après :
3D SCANNING INSTRUMENTS
Wolfgang BOEHLER, Andreas MARBS
i3mainz, Institute for Spatial Information and Surveying Technology, FH Mainz, University of Applied Sciences,
Le système Leica HDS 3000
TPLM-3D est équipé du système HDS 3000 de
Leica Geosystems.
Le système est constitué d'un distance-mètre
laser sans réflecteur (mesure par temps de
propagation d'un pulse laser), d'un miroir rotatif
vertical déviant le faisceau laser dans l'espace
(270°). Le corps du scanner est monté sur un
encodeur horizontal qui gère la rotation
horizontale (360°).
D'une grande portée (jusqu'à 150 m), le
système laser-scanner Leica HDS 3000 permet
de relever rapidement des millions de points
(10 min pour 1 million de points), sans aucun
contact avec l'objet. Pour les travaux longues Figure 1. HDS 3000 de
portées, le matériel utilisé est un Riegl Z420i Leica Geosystems.
qui est sous-traité à une société partenaire.
Figure 2. Riegl Z420i
Axe I – WP 7b – GIS-CURARE –
Relevé laser scanner du glissement du Pra
Le laser-scanner HDS 3000 permet de scanner sur 360° en horizontal et 270° en vertical.
Les caractéristiques principales du relevé laser-scanner haute densité sont :
•
l'acquisition directe de données tridimensionnelles sur le terrain,
•
la très haute densité d'informations (jusqu'à un point tous les 2mm sur l'objet
mesuré),
•
la précision des mesures (5mm à 50m, 12mm à 150m sur chacun des points) .
•
le relevé de détails inaccessibles en toute sécurité
Les nuages de points sont exploitables le jour-même avec le client sur le terrain (contrôles de
distances, surfaces, angles, volumes par exemple).
Le post-traitement des données laser-scanner
L’extraction, avec des logiciels spécifiques, des surfaces, arêtes, volumes, lignes et points
nous permet par la suite de modéliser les objets en 3 dimensions. L’extraction de données 2D
(coupes, vues en plan) est toujours possible.
Afin de garantir le respect des tolérances imparties, un soin particulier est apporté au choix
des points à mailler lors de la génération du modèle triangulaire, au choix de la méthode de
maillage, à l'élimination du bruit de mesure et surtout au contrôle du modèle maillé. Ainsi, le
passage d'une information type nuage de points - très fidèle à la réalité, mais inutilisable pour
le client - à un maillage 3D, est réalisé avec le meilleur compromis densité d'information /
taille de fichier / précision. Ainsi, la taille des fichiers informatiques diminue très fortement,
tout en gardant la précision et la densité des données originales.
L’ensemble de ces plans et modèles sont délivrés aux formats informatiques de CAO/DAO
usuels.
Axe I – WP 7b – GIS-CURARE –
Relevé laser scanner du glissement du Pra
3. Description de notre mission :
La mission porte sur le glissement (cf. Figure 3- glissement N°4) de terrain du Pra dans la
vallée de la Haute-Tinée dans le département des Alpes Maritimes.
Il aurait été intéressant de réaliser cette mission sur une zone plus large (cf. Figure 3- limites
N°3) afin d’obtenir les déplacements de l’ensemble du versant notamment sur les contrepentes au nord du glissement. Malheureusement, le budget alloué pour cette missionne
pouvait couvrir que la zone de glissement N°4.
3
4
Figure 3. Glissement N°4 en rouge : env. 700 m sur 300 m de dénivelée.
La mission se déroulera en deux phases :
•
Un relevé laser scanner initial R0 du glissement, suivi d’une modélisation 3D de
type maillage.
•
Un relevé laser scanner R1 après 1 an environ, sur le même glissement. Ce second
relevé sera suivi d’une modélisation 3D de type maillage et d’une analyse des
écarts entre maillages par rapport à R0.
Phase terrain R0 (réalisée du 2 au 5 mai 2006)
- Mise en place d’un canevas de base par tachéométrie, en coordonnées locales :
implantations de points stables et pérennes à proximité du glissement (repères fixes qui
serviront au géoréférencement des scans). Les points de base mis en place pourront être
rattachés au système Lambert par GPS, ce qui fait l’objet d’une autre mission.
- Relevés laser-scanner du glissement.
- Densité moyenne des scans : 1 point tous les 10 cm sur l’ensemble du glissement. Vue
l’étendue des zones, nous garantissons une densité de 1 pt tous les 10 cm sur les deux
premiers tiers du glissement.
- Vues les conditions d’accès, les scans ont été effectués depuis le Talweg, en veillant à
réaliser des scans convergents, afin de laisser le moins possible de « zones d’ombres ».
- Mise en place et mesure des cibles nous servant à recaler les nuages de points.
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Relevé laser scanner du glissement du Pra
Phase de calcul R0 :
- Les nuages de points acquis sur le terrain sont regroupés entre eux et recalés sur le
système de coordonnées locales en place. La précision des données regroupées est de
l’ordre de 4-5 cm.
- Calcul d’un maillage triangulaire 3D optimisé (faible densité sur les géométries régulières,
forte densité sur les failles, les ruptures de pentes et autres éléments remarquables).
- Fourniture du maillage triangulaire 3D aux formats informatiques texte (xyz), dwg et dxf.
Phase terrain R1 (env. 1 an plus tard – mai 2007)
- Relevés laser-scanner du même glissement.
- Densité des scans : même conditions que pour la mission R0.
- Mise en place et mesure des cibles nous servant à recaler les nuages de points en nous
basant sur le canevas mis en place lors de R0.
Phase de calcul R1 :
- Les nuages de points acquis sur le terrain sont regroupés entre eux et recalés sur le
système de coordonnées locales en place. La précision des données regroupées est de
l’ordre de 4-5 cm.
- Calcul d’un maillage triangulaire 3D optimisé (faible densité sur les géométries régulières,
forte densité sur les failles, les ruptures de pentes et autres éléments remarquables).
- Calcul des déformations entre R0 et R1 mise en évidence par :
Des rapports en différence de couleur.
Un réseau de vecteur d’une densité de 50 cm par exemple (grille rectangulaire
projetée) et calcul des ∆X, ∆Y, ∆Z + fichier Excel des mouvements.
- Fourniture du maillage triangulaire 3D aux formats informatiques texte (xyz), dwg et dxf.
Figure 4. Exemple de visualisation de mouvement sous
forme vectorisée, grille rectangulaire
Figure 5. Exemple de visualisation de déformation par
échelle de couleur entre R0 et R1.
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Relevé laser scanner du glissement du Pra
4. Résultats de la phase R0 :
Voici une représentation 3D du maillage triangulaire 3D optimisé, visualisé à l’aide du
logiciel SIG ArcScène :
Figure 6. Maillage triangulaire 3D optimisé du glissement du Pra en coordonnées locales.
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Relevé laser scanner du glissement du Pra
Figure 7. Zoom du maillage triangulaire 3D optimisé du glissement du Pra en coordonnées locales.
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Relevé laser scanner du glissement du Pra
Figure 8. Représentation des pentes à l’aide du maillage triangulaire 3D optimisé du glissement du Pra en
coordonnées locales.