Les études de modélisation mécanique tenant compte de la déformabilité des matériaux

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Les Deep Seated Gravitational Slope Deformation (DSGSD)

Il s’agit de mouvements de terrain lents (de l’ordr e de quelques mm/an) (Varnes et al., 2000) et essentiellement définis par des caractéristiques morphologiques tels que : la présence de contre-pentes, un effondrement de la crête donnant l’impression d’une double crête et de crevasses (Zichinsky, 1966 ; Hutchinson, 1988 ; Crosta, 1996 ; Agliardi et al., 2001) (Figure 1-1). Ce type de mouvement est également connu sousle nom de “sagging” (en anglais) ou “sackung” (en allemand).
Bien qu’identifiés en surface de par ces éléments morphologiques, très peu d’informations sont disponibles quand à l’existence et/ou la nature de la rupture en profondeur (si elle existe). Cela implique par voie de conséquence que les volumes mobilisés par ces mouvements sont également mal contraints. Cependantdes précisions ont été apportées dans le cadre de la thèse de Damien Bachmann (2006). Il a été montré au moyen de modèles physiques tridimensionnels simples que les volumes mobilisés par les DSGSD sont d’une part fortement influencés par la hauteur du massif et d’autre part par la topographie (Bachmann et al., 2006, 2009). En effet ces auteurs ont montré que la profondeur de la surface de glissement est de l’ordre de la hauteur du massif. Ils ont également montré le rôle tenu par la morphologie de la vallée.

Les Deep Seated Landslides

Un Deep Seated Landslide se définit comme un mouvement de terrain en milieu rocheux lors duquel il y a déplacement d’une masse plus ou moins cohérente le long d’une surface de rupture. La profondeur de cette surface de rupture atteint au moins la dizaine de mètre (Hutchinson, 1988) et peut aller jusqu’à quel ques centaines de mètres (Hutchinson, 1995), comme dans le cas des DSGSD (exemple précédant). Ce qui principalement distingue ces deux types de mouvements est que les DSL ne mobilisent qu’une partie du massif (généralement un versant). De plus certaines morphostructures essentielles associées aux DSGSD sont absentes. Enfin, en règle générale les olumesv mobilisés sont moindres dans le cas des DSL.
Les vitesses de tels mouvements peuvent varier de quelques dizaines de mm/an an à plusieurs centaines de mm/an, avec cependant des phases d’accélération où les mouvements peuvent atteindre plusieurs centaines de m/h voir km/h (période de catastrophe majeure).
Les volumes mobilisés varient en conséquences et peuvent atteindre plusieurs millions de mètres cubes (Julian et Anthony, 1996 ; Brueckl et Parotidis, 2001).
Une distinction est généralement faite entre les lissementsg de terrain rotationnels (qui sont définis comme des glissements de terrain dont la surface de rupture est circulaire) et translationnels (qui sont définis comme des glissements de terrain pour lesquels la surface de rupture est un plan).
Il s’agit de deux cas limites qui ne sont en conséquence que rarement observés. Généralement la forme d’un glissement de terrain résulte de la combinaison de ces deux cinématiques.
Les glissements rotationnels (Figure 1-4), ou glissement circulaires se produisent généralement dans les milieux homogènes. Il peut agirs’ de sol ou de milieu rocheux soit peu soit très fracturés. L’éruption du Mont St Helens le 18 Mai 1980, est l’un des événements géologiques importants du 20eme siècle. L’éruption volcanique fut l’élément déclencheur qui produisit l’un des plus grands glissements de terrain connus, mobilisant 3 kilomètres cubes de roche. (Figure 1-5) (Glicken, 1996).
Le glissement prit sa source au niveau du cône volc anique du Mont St Helens, et se comporta comme un glissement régressif (se propageant du bas de la pente vers l’amont) impliquant successivement trois unités distinctes (Figure 1-6). L’explosion résultant de la dépressurisation du volcan dévasta les environs etua 53 personnes.
Le volume mobilisé (impliquant tout l’édifice volcanique) tendrait à faire assimiler ce glissement à un DSGSD. Ce qui l’en différencie est essentiellement la cinématique de la rupture (réalisée en trois phases successives notées I, II et III sur la figure 1-5) et la vitesse des mouvements. Il s’agit ici d’un mouvement bien plus rapide que les quelques mm/an d’un DSGSD. En effet la vitesse du mouvement a été estimée entre 175 et 200 kilomètres par heures.
Figure 1-6: Coupe interprétative Nord-Sud représentant le Mont St Helens au moment de la rupture (8 h 32 heure locale) le 18 Mai 1980 d’après Glicken, 1996 (modifié).
Les glissements translationnels (Figure 1-7), ou glissements plans, se produisent le plus souvent en milieux hétérogènes ou à forte anisotropie planaire et peuvent parfois être assimilés à des écroulements. Ils font par exemple intervenir des masses rocheuses qui glissent sur leurs joints de stratification, ou de discontinuités inclinées dans le sens de la pente. La soudaineté du phénomène donne une impression d’écroulement.
La vallée de Vajont située dans les Alpes Italiennes (massif des Dolomites, 100 km au nord de Venise) est une vallée possédant une morphologie glaciaire très exprimée. Ce site fut choisi pour l’implantation d’un barrage hydroélectrique.
Le 4 Novembre 1960, moins d’un an après la mise en service du barrage, 700 000 mètres cubes de matériau rocheux ont glissé en unedizaine de minutes, tombant dans la retenue d’eau (Müller, 1964 ; Hendron and Patton, 1 985). Dans un premier temps il a été proposé que ce soit l’augmentation de la charge hydraulique, qui eut pour conséquence l’augmentation de la contrainte normale appliquée au versant et l’augmentation de la pression de pores, qui soit le facteur clé de la déstabilisation. En conséquence, il fut supposé que diminuer la hauteur d’eau de la retenue, et par conséquent diminuer à la fois la contrainte normale et la pression de pore, permettrait de ralentir le mouvement. Ce fut une solution efficace jusqu’en 1963, date à laquelle une augment ation rapide et continue de la hauteur d’eau du réservoir entraîna une augmentation graduelle des vitesses de déplacement du versant du mont Toc. A la fin du mois de Septembre 1963 le niveau d’eau fut progressivement diminué afin d’essayer de réduire le taux de déplacement. Malgré cela le versant continua à accélérer jusqu’à atteindre une vitesse de 20 cm/jour. Le 9 Octobre 1963, le versant “s’effondra”, mobilisant 270 millions de mètres cub es de roche. La chute de la masse mobilisée provoqua une vague qui s’abattit sur les villages de Longarone, Pirago, Villanova, Rivalta et Fae faisant plus de 2000 victimes (Figure 1-8).
Il est maintenant largement admis que la rupture du versant du mont Toc s’est propagée le long d’un niveau argileux d’une épaisseur de 5 à 15 centimètres, situé entre 100 et 200 mètres sous la surface (Hendron and Patton, 1985). Cette hétérogénéité structurale aurait joué le rôle de zone de faiblesse. Il a pu être montré que pour des sollicitations mécaniques assez faibles de l’ordre de 1 à 10 MPa (ce qui corr espond à quelques centaines de mètres d’enfouissement) l’argile a un comportement fragile et non ductile (Burland, 1990; Horseman et al., 1993; Taylor and Coop, 1993; Petley,1995 ; Petley, 1999). Ce niveau d’argile a donc permis la propagation de la rupture. De plus l’augmentation de la pression de pore dans le versant, produisant une réduction de la contraintenormale effective, a favorisé la mobilisation de cette couche d’argile.

Les chutes de bloc et écroulements rocheux

Les chutes de blocs sont des mouvements rapides à t rès rapide (plusieurs dizaine à centaines de m/s) (Paronuzzi, 1987 ; Azzoni et al., 1995). Ce sont des mouvements se produisant uniquement en milieux rocheux fracturés .
Ce phénomène existe à plusieurs échelles allant dela chute de blocs isolés (mobilisant donc des volumes relativement faibles (Hutchinson, 1988)) jusqu’à des éboulements rocheux dont les volumes peuvent atteindre plusieurs milliers voir millions de mètres cubes (Brueckl et Parotidis, 2001 ; Eberhardt et al., 2004). L’éboulement type peut être représenté par l’effondrement de pans de falaises en plusieurs blocs.
Lors de la chute, le ou les blocs se désagrègent etperdent leur structure initiale. Dans ce type de mouvement l’état de préfracturation du massif joue un rôle très important car les chutes de blocs sont généralement délimitées par sdefractures préexistantes (Whalley, 1984). Les formations les plus propices à ce genre de mouv ements sont donc les formations massives et fracturées, tel que calcaires ou roches cristallines (Figure 1-9).
Au cours du mois de Mai 2000, les versants des Rochers de Valabres situé en rivedroite de la Tinée (Alpes-Maritimes, France) en aval du village d’Isola fut affecté par laNformation d’un large plan de rupture qui entraîna l ’effondrement d’environ 2000 mètres cubesNNde rocheN (Figure 1 10).
Cet effondrement endommagea sérieusement l’une des piles d’un pont enjambant la Tinée. Cet incident entraîna l’isolement total de la haute vallée, avec d’importantes conséquences économiques et sociales (Figure 1-11).
Il a été proposé par Gunzburger (2004) que l’origine soit une succession de petits événements (altération et fracturation progressive)qui, pris séparément, ne seraient pas suffisant à déstabiliser le versant, mais qui en se succédant soient la cause de ce mouvement. L’un de ces facteurs répétitifs proposés est le changement de température de la surface rocheuse entre les périodes diurnes et nocturnes,entraînant des mouvements de contraction et dilatation du versant. Ceci est d’autant plus plausible que les versants des Rochers de Valabres sont sujets à de forts contrastes de températures entre le jour et la nuit (de +13 °C à – 3°C) compte tenu de son orientation Sud Est et de la couleur sombre de la matrice rocheuse.
Une instrumentation géodésique très précise a doncété installée sur le versant, et des modèles numériques ont été réalisés (Gunzburgeralet., 2005). Cela a permis de confirmer que les variations journalières de températures sont capables d’induire des déformations irréversibles réparties sur l’ensemble des fractures.

Bilan sur la rupture des versants

Dans tous les cas présentés ci-avant, il est fréquent que la déstabilisation se fasse à la faveur des surfaces de faiblesses préexistantes, ou hétérogénéités qui entraînent des contrastes de comportement mécaniques, parmi lesquels il est possible de distinguer :
– les contrastes lithologiques.
– les contrastes d’altération.
– les hétérogénéités héritées de l’histoire tectoniqud massif avec entre autres les failles et les fractures.
Le contrôle de telles structures sur la rupture d’u n versant est un sujet d’étude relativement ancien (Hoek and Bray, 1981). Des concepts 2D comme celui de pente cataclinal (où la pente est orientée dans le même sens que lependage des couches) et de pente anaclinal (où la pente est orientée dans le sens inverse au pendage des couches) ont été proposés (Powell, 1875 ; Cruden, 1988 ; Cruden and Hu, 1996 ; Cruden, 2003) (Figure 1-12), établissant ainsi un lien entre l’orientation des structures planaires affectant un versant et la rupture gravitaire de ce dernier.
Il semble que dans le cas des chutes de blocs et écroulements, une surface de rupture continue et exprimée soit nécessaire. Cette surfacede rupture ne préexiste pas nécessairement et peut se développer au cours du temps. Des facteurs tels que la rupture progressive du versant, au travers de laquelle la fracturation héritée va évoluer au cours du temps, entrent en compte (Eberhardt et al., 2004 ; Jaboyedoff et al., 2004a ; Cruden and Martin, 2004). Certaines fractures se propageant préférentiellemenpar rapport à d’autres. Ce mécanisme de rupture progressive fait intervenir divers phénomènes parmi lesquels les processus d’altération physico-chimique (Leroueil, 2001 ; Jaboyedoff et al., 2004a) et d’endommagement mécanique, qui vont contribuer à modifier les paramètres mécaniques de l’ensemble du versant. Ces mécanismes restent toutefois peu compris et nécessitent des études approfondies.
A plus longue échelle de temps, le changement de morphologie va également avoir de l’influence notamment à cause de la modification de s pentes au cours du temps, qui de fait entraîne une modification de l’état de contrainte du versant et du massif (Savage et al., 1985 ; Savage et Swolfs, 1986 ; Pan et al., 1994 ; Pan et al., 1995).
Les mécanismes déclencheurs sont également à considérer. Généralement ils dépendent exclusivement de facteurs extérieurs tels que la hauteur de la nappe d’eau, la fonte du couvert neigeux (Wegmann, 1998) et les séismes qui peuvent favoriser la rupture des versants (Parise & Jibson, 2000).
La rupture d’un versant via ces dynamiques est donc le résultat d’une histoire complexe du massif au travers de ces processus que l’on peut qualifier de processus de pré rupture (Leroueil, 2001 ; Cruden et Martin, 2004). Néanmoins, les mécanismes présidant à la déstabilisation d’un versant rocheux restent encore, à ce jour, mal connus, notamment : comment la fracturation est elle mobilisée, quel est son rôle dans la cinématique du mouvement ainsi que son contrôle sur le volume de l a masse instable ?

Les méthodes d’investigation

Les techniques d’étude et d’investigation des mouvements gravitaires en milieux rocheux incluent essentiellement les études structurales, les investigations géophysiques (sismiques, électriques, gravimétriques…) ou géodésiques (radar, GPS, tachéométrie…), la datation géochronologique, la caractérisation géomécanique des matériaux des versants et les modélisations physiques et numériques a posterioriou prédictives (à priori).

Les études de terrain

Ce type d’étude consiste à identifier, via une cartographie détaillée des glissements rocheux, les éléments structuraux ayant contribué àla rupture telle que les fractures et les failles (Jomard, 2006 ; Sanchez et al., 2009).
Les outils géophysiques vont être utilisés notammenafin de circonscrire la zone mobilisée en profondeur (Lebourg et al., 2005 ; Jomard et al., 2007 ; Leroux et al., 2008 ; Jongmans et al., 2009).
Une analyse de photos aériennes ou satellite ainsique l’instrumentation du versant via des stations GPS permet l’estimation des vitesses de déplacements et des accélérations du mouvement au cours du temps (Duranthon, 2000 ; Casson et al., 2005) .
Des outils de mesures installés in situ peuvent renseigner sur divers paramètres extérieurs influençant la déstabilisation comme des capteurs pluvio- et nivométriques permettant de connaître la quantité d’eau météorique tombant et s’infiltrant dans la roche, des bases extensométriques à fil tendu visant à surveil ler l’évolution de l’ouverture de fractures ainsi que des stations sismologiques.
Certains de ces outils ont été utilisés dans le cadre de L’Observatoire Multidisciplinaire des Instabilités de Versant (OMIV). Coordonné par le LGIT, l’observatoire regroupe à l’heure actuelle 6 laboratoires français : Géoscience Azur, l’IPGS Strasbourg, le LETG Caen, le LGIT Grenoble, l’UCBL Lyon (collaboration avec DO Brest)). En développant sur chaque site (La Clapière, Séchilienne, Mas d’Avignonet, Super Sauze) une instrumentation multidisciplinaire permanente, les observations visent à caractériser : la cinématique de déplacement et de déformation (géodésie, inclinomètres, extensomètres, imagerie aérienne et satellitaire), le comportementsismique du glissement (endommagement fragile produisant des microséismes et réponses auxséismes régionaux) et les réponses hydrauliques aux “forçages météorologiques”. Les croisements entre ces observations apportent de nouvelles informations sur la compréhension de la dynamique des mouvements gravitaires (rôle de l’endommagement, déclanchement du mouvement, propagation de ce dernier). On peut par exemple souligner l’apport de l’auscultation sismique qui, couplée aux mesures de déplacement permet, entre autre, de suivre l’endommagement des massifs depuis la localisation des zones actives et d’éventuellessurfaces de glissement pré rupture, jusqu’à la propagation du glissement « catastrophique ». On accède ainsi à une mesure fine de la rhéologie des mouvements de versants : fragile-ductile pour les roches dures, glissement-écoulement pour les roches tendres. Cet observatoire constitue une base de données unique au niveau international dans cette discipline.
Cette approche a également permis à Jaboyedoff et al., (2004b et 2004c) de créer une base de données géodésiques et outils associés pourenregistrer les mouvements en milieux rocheux sur le site de Randa. Via un réseau de stations GPS, chaque mouvement de bloc est enregistré dans une base de données. Un programme alayeb cette base en permanence et la trie : si un mouvement majeur (corrélé par plusieur GPS) est détecté, une alarme est donnée. Grâce à cet outil, il est possible de surveiller l’ évolution d’une masse instable connue (comme dans le cas de Randa) ou d’instrumenter des secteurs potentiellement instables (ou supposés).
Les études de terrains permettent également d’avoirdes indices sur l’histoire des déformations ayant affectées un versant. L’application de méthodes géochronologiques et notamment des datations de miroirs de faille par cosmo nucléides (Bigot et al., 2005 ; Sanchez et al., 2009) vont permettre d’établir une chronologie de déformation et envisager des scénarios de rupture (El’ Bedoui, 2008). Cependant ce type d’étude ne permet pas de connaître les déformations internes du massif, ni de déterminer l’influence relative des différents paramètres ayant guidés la rupture. Cesdonnées sont toutefois indispensables pour “contraindre” les modèles.

Les études a posteriori : équilibre limite,cinématiques et simulations numériques d’écroulements

Ces études font généralement suite aux observationsde terrain. Elles visent à déterminer les facteurs de premier ordre qui ont initié la rupture (résistance effective, niveau de nappe…), quelles ont été les structures activées lors de la déstabilisation (fractures pré-existantes ayant guidé la rupture), calculer le bilan des forces permettant ainsi de connaître l’état de stabilité du versant (Stead et al., 2005).
– Les études d’équilibre limite
Ces études sont principalement utilisées dans le cadre d’études géotechnique.
Les méthodes employées sont celles des analyses paréquilibre limite, utilisées afin de déterminer le caractère stable ou instable des mouvements de type rotationnels ou translationnels. Elles visent à dresser la liste de l’ensemble des forces (ou des moments) qui s’appliquent sur le système considéré discrétisé enunités distinctes (Figure 1-13), et à les répartir entre forces résistances (frottement, composante normale du poids, réaction à l’enfoncement lié à la présence d’une buté…) et for ces motrices (composante tangentielle du poids, pression, surcharge éventuelle).
La résistance au cisaillement est calculée en fonction du critère de Mohr-Coulomb, en utilisant la méthode de Bishop (1955) pour les surfaces de rupture circulaires, ou celle de Morgenster-Price (1965) ou de Spencer (1967) pour les surfaces de rupture planes.
Le principe est donc de calculer un facteur de sécurité qui est défini comme le rapport de la force résistante sur la force motrice. Ainsi si ce rapport est supérieur à 1 le versant est supposé stable. Ce facteur est calculé pour une zone ainsi que pour une surface de glissement donnée (existante ou supposée).
– Les études cinématiques
Les études cinématiques sont des méthodes assez simples à utiliser et adaptées aux milieux rocheux fracturés susceptibles d’être affectés par des chutes de blocs, voire des éboulements. Elles vont permettre notamment l’identification des blocs clés (Goodman and Shi,1985). Combinées à des études statistiques elles permettent d’estimer la probabilité de rupture d’un versant ainsi que les volumes potentiellement mobilisés. La principale limitation de cette méthode est qu’elle est adaptée à l’étudepréliminaire des pentes en état non critique et en utilisant principalement l’orientation des joints et fractures. Cela nécessite donc l’identification des joints dit « critiques » c’est à dire ceux susceptibles de propager la rupture.
– Les modèles de simulation de propagation
Faisant suite aux études cinématiques cette approche permet d’étudier la trajectoire des blocs lors de leur éboulement en 2D ou en 3D (Figure 1-14), en fonction du code utilisé (SAFEX, EBOULE 3D…). De tels modèles supposent d’av oir une bonne connaissance de la géométrie des différents blocs, de leurs propriétésintrinsèques (poids, résistance mécanique…) et surtout de la topographie sur laquel le les blocs vont tomber.

Les études de modélisation mécanique tenantomptec de la déformabilité des matériaux

Deux approches de modélisation mécanique existentLa. modélisation numérique et la modélisation physique. L’une et l’autre pouvant être réalisée en deux ou en trois dimensions. Le but étant de comprendre les modalités de la rupture d’un massif.
La modélisation numérique a l’avantage de permettrede faire varier de manière simple les propriétés mécaniques du milieu étudié. Comparels résultats obtenus avec les exemples naturels permet de mieux caractériser les propriétés rhéologiques des massifs. Cette méthode permet également d’accéder au champ de contraintes et de déformations. L’une des principales limitations de cette approche de modélisation est qu’il est difficile de considérer des objets numériques tridimensionnels hétérogènescomplexes, ainsi que l’étude du phénomène en grande déformation.
Ces limitations peuvent être dépassées par une approche de modélisation physique, pour laquelle la réalisation de modèles tridimensionnels hétérogènes complexes pose beaucoup moins de problèmes. La grande difficulté tanté par contre le respect de critères de similarité (Shemenda, 1994 ; Chemenda et al, 2005).

Les modèles numériques

Il existe trois types de codes de calcul de modèlisation mécaniques numériques :
i) les codes de calcul en éléments finis considérante lversant comme un milieu continu.
ii) les codes de calcul en éléments distincts et considèrent le versant comme un milieu discontinu.
iii) les méthodes mixtes qui correspondent à un couplage des approches continues et discrètes.
– La modélisation en milieu continu
Ce type de modélisation est réalisée au moyen de codes de calcul en éléments finis tel ADELI (Hassani, 1994 ; Bachmann et al., 2009) ou, en différences finies tel FLAC (Chiriotti et al., 1999 ; Eberhart et al., 2004 ; Chemenda et al., 2009).
Le versant est caractérisé par les paramètres élastiques ainsi que par un critère de rupture. Le critère le plus utilisé est celui de Mohr-Coulomb qui dépend de la cohésion du matériau et de l’angle de frottement interne.
Les valeurs de cohésion et de frottement interne sont définies pour l’ensemble du modèle de manière homogène. Il n’est donc pas, ou rèst difficilement (via des éléments d’interface), possible de tenir compte de la structure hétérogène d’un massif (présence de failles et fracture, variabilité de la lithologie). L’étude va être principalement centrée sur l’étude de la matrice rocheuse. Par ailleurs ce type de code de calcul ne permet pas de prendre en compte la propagation de fractures.
Il est également possible d’étudier le comportementde l’interface entre deux milieux continus au moyen de codes dynamiques en éléments inisf comme le code PLASTD (en deux ou trois dimensions). Ce type d’étude peut être utilisé afin de comprendre le comportement de milieux où les frottements des interfaces tiennent un rôle (Deparis et al., 2008) ou afin d’étudier des phénomène tels que le crissement (Baillet et al., 2005)
– La modélisation en milieu discontinu
La modélisation en milieu discontinu se fait au moyen de codes de calcul en éléments distincts comme par exemple UDEC pour les calculs en deux dimensions (Chiriotti et al., 1999 ; Gunzburger, 2002 ; Cappa, 2002 ; Eberhart et al., 2004) ou 3DEC pour les calculs en trois dimensions. Ces codes considèrent un milieu divisé en différents blocs séparés par des interfaces. Les propriétés de ces interfaces sont éfiniesd par une valeur de raideur normale et tangentielle. Ces codes peuvent être utilisés pourétudier par exemple l’effet induit par l’eau à l’interface des blocs sur le comportement du massif (Cappa, 2002).
L’intérêt principal de ce type de codes est qu’ilspermettent d’étudier le comportement du réseau de fractures.
L’une des limitations de ce type de code de calcul est que les fractures ne sont pas prévues pour être propagées au cours de la déformation. Le réseau reste donc inchangé tout au long du calcul. De plus il est difficile d’introduire un très grand nombre de discontinuités. Enfin les propriétés applicables aux interfaces desblocs sont limitées.
– Les approches mixtes
Les approches mixtes représentent un “couplage” ent re les deux approches précédentes. C’est le cas du code de calcul ELFEN.Ce type de code permet de modéliser à la fois le comportement de la matrice rocheuse et celui de fractures. Pour ce faire le modèle est constitué de blocs distincts, chacun étant mailléndépendammenti de manière homogène. Les fractures sont initiées dans ces blocs là où le critère de rupture est atteint. Le maillage est alors modifié au cours du calcul (“maillage adaptif” ou “ maillage dynamique”), autorisant ainsi la propagation de fractures et donc la création de nouveaux blocs.
Il est alors possible de produire des modèles numériques gérant des ruptures, impliquant des discontinuités préexistantes (Scavia, 1990 ; Stead and Eberhardt, 1997 ; Eberhardt et al., 1999). Ce type de modèles sont maintenant utilisés pour modéliser des mouvements de versant comme celui de Randa (Eberhardt et al., 2004).

Les modèles physiques

La modélisation physique a été largement utilisée ourp étudier notamment l’effondrement d’édifices volcaniques (Donnadieu et Merle, 1998 ; Vidal et Merle, 2000 ; Merle et Lénat, 2003) ainsi qu’en utilisant des matériaux analogues tels que le sable, la farine, le silicone.
L’étude d’avalanches rocheuses a été menée au moyende sable (Davies et McSaveney, 1999) dans le but de déterminer le rapport existant entre les distances parcourues par les blocs de l’avalanche et la hauteur de chute . Mais les résultats obtenus lors de cette modélisation ont été très différents des exemplesaturelsn. Ceci permet de mettre en évidence un problème fondamental : le sable n’étant pas un matériau respectant les critères de similarité physique (qui garantissent que les résultats obtenus à l’échelle du modèle sont transposables à l’échelle du massif). Ces modèles n’ont pas pris en compte certains facteurs de première importance régissant la dynamique des avalanches rocheuses tels que les rebonds élastiques et la fracturation de blocs au cours de leur chute.
Ce phénomène d’avalanches rocheuses a été étudiéar pManzella et Labiouse (2009) au moyen d’une étude paramétrique en utilisant desmodèles physiques afin de déterminer les mécanismes mis en jeu (l’influence de l’interaction des blocs rocheux lors de l’effondrement via par exemple les transferts d’énergie lors des chocs, freinant certains blocs ou accélérant d’autres). Les expériences consistent en une libération du matériau le long de la pente inclinée avec dépôt sur un plan horizontal (Figure 1-15).
L’un des principaux résultats obtenu montre que lors du dépôt il y a une interaction forte entre le front et l’arrière de la masse mobilisée. Sous l’effet d’un transfert d’énergie par contact, l’arrière de la masse mobilisée permet à l’avant de parcourir une distance plus importante.
Ainsi si le sable, de par sa valeur de cohésion nule, peut convenir pour la modélisation de l’effondrement gravitaire d’édifices volcaniques (milieu pulvérulent), il n’est pas satisfaisant pas pour la modélisation de mouvements de plus faible ampleur comme les avalanches de blocs. Il ne satisfait pas non plus pour modéliser les mouvements gravitaires au sein des massifs rocheux, car le sable n’ayant pas de cohésion interne ne va pas permettre de “générer” des fractures cassantes caractéristiquesdes milieux rocheux fragiles.
Des travaux de modélisations physiques ont également été entrepris au laboratoire Géosciences Azur, utilisant un matériau spécifiquement développé afin de satisfaire les critères de similarité (Chemenda et al., 2005). Cematériau sera présenté plus en détails dans le chapitre suivant.
Ainsi ce matériau, associé à un dispositif de chargement original, a déjà été utilisé dans le cadre de la thèse de Damien Bachmann. Grâce à un modèle 3D mécaniquement analogue à un massif rocheux naturel il lui a été possible de montrer l’influence de la topographie à grande échelle sur la déstabilisationd’un massif (Bachmann et al., 2006). La topographie est donc un paramètre de premier ordre.
Au vu de la complexité des mouvements présentésansd le présent chapitre, il apparaît donc qu’une méthode de modélisation adaptée doit permettre de rendre compte d’un degré de complexité du versant relativement important. Notamment en autorisant la prise en compte d’un nombre suffisamment important (i.e. réaliste) de fractures et failles, d’une topographie complexe en trois dimensions et de travailler en grandes déformations. C’est l’objectif que nous nous sommes fixés pour les modèles physiques mis au point dans le cade de cette thèse.

Failles et fractures

La création de failles et fractures à l’intérieurd’un modèle en deux ou trois dimensions se fait au moyen de fils. Des découpes sont pratiquées dans les faces latérales de la boîte en PVC dans laquelle l’expérience est réalisée. Des lsfi sont tendus à l’intérieur de la boîte via ces ouvertures (Figure 2-5a et 2-5b). Ces fils mesurent un dixième de millimètre de diamètre.
Une fois les fils disposés dans la boite en PVC, lematériau analogue est alors fondu à une température de 60°C. Il est ensuite coulé dans la boîte en PVC. Une période de refroidissement d’une dizaine d’heures dans une pièce thermostatée à une température de 20°C (pour les raisons précédemment énoncées) est écessairen afin que le modèle soit suffisamment solide pour pouvoir être manipulé sansubir de dommage. Puis les fils sont translatés, sur toute la largeur du modèle, dans les ouvertures des faces latérales tout en étant maintenus tendus afin de créer les zones de failles. Une fois ces zones de failles créées, les fils sont retirés du modèle avant réalisation de l’expérience.
Dans le cas de modèles présentant des fractures oufailles préexistantes le coefficient de frottement le long des failles et fractures a été mesuré.
D’après la troisième loi de Coulomb (1785) le coefficient de friction µ est défini comme étant égale au rapport entre la contrainte tangentielle nécessaire à initier le mouvement d’un bloc de matériauSlope 1 sur un autre, et la contrainte normale, entre les deux surfaces soit :
Via le dispositif expérimental présenté sur la figure 2-6 il a été possible de mesurer ce coefficient de frottement. Ce dispositif expérimental se compose d’une boîte rigide en pvc dont la partie supérieure n’est pas solidaire de la base (et peut donc coulisser sur la partie inférieure) permettant ainsi d’avoir deux compartiments, d’une pellicule de téflon à l’interface entre ces compartiments (afin d’annuler le frottement pvc sur pvc) et d’un capteur de force (Figure 2-6)

Modélisation numérique

Modéliser numériquement des instabilités gravitaires de manière pertinente est un exercice délicat. Cela nécessite l’application de méthodes de calcul itératives. Ces itérations étant dépendantes du temps.
Le code de calcul en différences finies FLAC 3D applique de telles méthodes.
Il a donc été choisi pour la réalisation des modèles numériques que nous présenterons au chapitre suivant.
Les topographies des modèles proviennent de Modèles Numériques de Terrain (souvent des données du SRTM) (Figure 2-14). Les modèles sont homogènes et ont des propriétés élasto-plastiques, et suivent un critèrede rupture au sens de Mohr-Coulomb.
La résolution du maillage varie de 20 mètres à 90 mètres d’un modèle à l’autre mais reste cependant inférieure ou égale à la résolution du Modèle Numérique de Terrain dont est issue la topographie initiale (qui est de 90 m pour les données de la mission SRTM).
Les paramètres suivants sont utilisés : le moduled’Young E est égale à 20GPa, le coefficient de Poisson vaut 0,23 et la masse volumique est initialisée à 2700 kg/m3. Il s’agit de valeurs standards issues de mesures en laboratoire pour du gneiss (Merrien-Soukatchoff et al., 2001 ; Willenberg, 2004). Il nous a également semblé raisonnable de nous fixer une valeur de cohésion initiale de 10 MPa, valeur qui est en accord avec celles employées par d’autres auteurs pour d’autres travaux de modélisation numérique (Merrien-Soukatchoff et al., 2001 ; Eberhardt et al., 2004 ; Willenberg, 2004) .
Différentes valeur de frottement interne ont également été testées. Nous avons décidé de retenir une valeur de frottement interne faible et une valeur de frottement interne forte. Nous avons choisi 10° de frottement comme valeur po ur les expériences à faible frottement interne et 30° pour celles à plus forte valeur de f rottement interne.
Nous simulons la déformation des modèles numériques sous l’action de la gravité. L’objectif est de charger le modèle tout en atteignant un équilibre des forces élastiques (afin de s’affranchir d’un chargement dynamique) avant de chercher à atteindre la rupture.
Ce type de chargement peut être réalisé de plusieurmanières différentes. Il est par exemple possible de simuler un déconfinement progressif de la masse rocheuse (approche souvent utilisée dans le but de reproduire la fonte de glacier) (Figure 2-14).
La méthode consiste à faire progressivement « disparaître » après un certain nombre d’itérations les blocs rouges présentés sur la figure 2-14.
Ceci reste la méthode de chargement la plus simplemais aussi la moins précise. En effet la diminution de la charge imposée par les blocs rouges n’étant pas fonction d’un état de contrainte ou de déformation, mais d’un nombre d’itérations, le déconfinement du modèle se fait par à-coups et non de manière continue et progressive. Le second inconvénient de cette approche est que le déconfinement n’est pas homogène en tout point du modèle et à plus forte raison pour des topographies en trois dimensions réalistes. En effet comme le montre la figure 2-14b la partie gauche du sommet du modèle est déjà déconfinée tandis que la partie droite elle ne l’est pas.
Une autre méthode consiste à progressivement augmenter la valeur de la gravité imposée au modèle, tout en gardant les autres paramètres du modèle (cohésion, frottement interne…) constants, jusqu’à atteindre la rupture (Bachmann et al., 2009). L’augmentation progressive de la gravité imposée au modèle permetd’avoir un chargement progressif et continu de ce dernier et non plus par paliers comme dans le cas précédant. Notons toutefois que cette méthode, bien que couramment employée nereproduit aucun chemin de chargement ayant existé dans la nature.
Une troisième méthode consiste à appliquer un chargement gravitaire constant et à réduire la résistance du modèle en diminuant progressivement sa cohésion et/ou en augmentant son frottement interne de manière homogène au cours de l’essai. Un chargement gravitaire de 9,81 m/s² (1g) est appliqué à ces modèles. C’est cette dernière méthode que nous avons choisi d’employer afin de réaliser nos modèles numériques. En effet cette méthode nous semble pertinente pour simuler l’altération physico-chimique de la matrice rocheuse.
Des conditions aux limites fixes sont imposées aux modèles ainsi qu’à leur base (Figure 2-15a). Ceci implique qu’à l’échelle de temps du phénomène considéré, la part de déplacements horizontaux imputables à la tectonique est négligée. Les contraintes tectoniques sont également négligées.

Table des matières

Chapitre I
1.1 Introduction
1.2 Les mouvements gravitaires en milieux rocheux
1.2.1 Les Deep Seated Gravitational Slope Deformation (DSGSD)
1.2.2 Les Deep Seated Landslides
1.2.3 Les chutes de bloc et écroulements rocheux
1.2.4 Bilan sur la rupture des versants
1.3 Les méthodes d’investigation
1.3.1 Les études de terrain
1.3.2 Les études a posteriori : équilibre limite, cinématiques et simulations numériques d’écroulements
1.3.3 Les études de modélisation mécanique tenant compte de la déformabilité des matériaux
1.3.3.1 Les modèles numériques
1.3.3.2 Les modèles physiques
Chapitre II : Protocoles expérimentaux
2.1 Introduction
2.2 Modélisation physique
2.2.1 Généralités
2.2.2 Failles et fractures
2.2.3 Topographie
2.3 Modélisation numérique
Chapitre III : Résultats expérimentaux
3.1 Introduction
3.2 Article 1: Influence of major inherited faults zones on gravitational slope deformation: a two-dimensional physical modelling of the La Clapière area (Southern French Alps)
3.2.1 Abstract
3.2.2 Introduction
3.2.3 Field data
3.2.4 Experimental Setup and Procedure
3.2.5 Results
3.2.5.1 Progressive failure analysis:
3.2.5.2 Displacement analysis:
3.2.6 Discussion
3.2.6.1 Comparison between models and the Argentera-Mercantour massif:
3.2.6.2 Sensitivity of rock slope gravitational deformation to large pre-existing fault:
3.2.7 Conclusion
3.2.8 References
3.3 Article 2: Influence of tectonic fractures zones on gravitational rock slope failures: New insights from 2-D physical modeling.
3.3.1 Abstract
3.3.2 Introduction
3.3.3 Geological setting
3.3.4 Experimental Setup and Procedure
3.3.5 Results
3.3.6 Discussion
3.3.7 Conclusion
3.3.8 References
3.4 Article 3: Influence of structural heterogeneities and of large scale topography on gravitational rock slope failures: New insights from 3-D physical modeling.
3.4.1 Abstract
3.4.2 Introduction
3.4.3 Geological setting
3.4.4 Experimental Setup
3.4.5 Results
3.4.5.1 Experiment 1 (Figure 3-21a and Figure 3-21a’): Homogeneous Model (homogeneously fractured at scale).
3.4.5.2 Experiment 2 (Figure 3-22a and 3-22a’): Model with 2 sets of same length factures.
3.4.5.3 Experiment 3(Figure 3-23a and 3-23a’): Model with 5 sets of same length factures.
3.4.6 Discussion and conclusion
3.4.7 References
3.5 Article 4: Numerical modelling of the gravity-induced destabilization of a slope: The example of the La Clapière landslide, southern France
3.5.1 Abstract
3.5.2 Introduction
3.5.3 Geological framework
3.5.4 Numerical modelling
3.5.4.1 Setup of numerical simulation and the constitutive model:
3.5.4.2 Results:
3.5.5 Discussion and conclusions
3.5.6 References
3.6 Modèles Numériques 3-D du secteur de Randa (Valais, Suisse)
Chapitre 4 : Discussion et perspectives
4.1 Synthèse des résultats
4.1.1 Influence des paramètres propres au(x) réseau(x) de fractures
4.1.2 Influence de la topographie
4.1.3 Influence de l’altération
4.1.4 Conclusion partielle
4.2 Perspectives
4.2.1 Amélioration des outils de modélisation
4.2.2 Amélioration des connaissances sur l’altération
4.2.3 Prise en compte de grandes échelles de temps dans les modèles
Conclusion Générale
Bibliographie
Annexes

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