Traitement du bruit de fond sismique pour la caractérisation des mouvements de terrain 

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Application aux mouvements de terrain

Le principal ob jectif de la prospection électrique pour l’investigation des mouvements de terrains consiste à localiser la surface de rupture (Jongmans et Garambois, 2006). En eet, parmi les propriétés géophysiques des matériaux géologiques, la résistivité présente une des plus larges gammes d’ordres de grandeur (argile : < 10 Ω.m, roches éruptives et métamorphiques : 105 Ω.m). Ainsi, ce paramètre géophysique est intéressant pour imager des contrastes entre les diérentes structures géologiques, ou les variations du taux de fracturation au sein d’un même formation (Mauritsch et al., 2000; Jongmans et Garambois, 2006). Au cours des vingt dernières années, l’application des méthodes électriques à l’étude des mouvements de terrain a suivi l’évolution de l’interprétation 1D à 3D.
En 1991, Caris et van Asch ont réalisé des études géophysiques, géotechniques et hydrogéologiques sur un petit glissement dans les terres noires des Alpes françaises. Ils ont eectué des sondages Schlumberger (1D) sur le mouvement et en dehors du mouvement (gure 1.1) et ont montré que la partie instable était caractérisée par une résistivité plus avec un dispositif Schlumberger, d’après Caris et van Asch (1991) faible (28 à 75 Ω.m) que les terrains en place (80 à 110 Ω.m) car l’augmentation de la fracturation des marnes en mouvement a favorisé l’inltration d’eau. Lapenna et al. (2005) ont étudié le mouvement de Giarrossa (argile, Italie) par tomographies électriques (dipôledipôle, 2D). Ces tomographies ont montré la présence de zones conductrices jusqu’à des profondeurs de 25 à 35 m en rapport avec le corps du glissement (gure 1.2). Enn, Bichler et al. (2004) ont caractérisé un glissement se développant dans les argiles et les sables (British Columbia, Canada) par tomographie électrique. La réalisation de plusieurs coupes tomographiques 2D a permis de résoudre la relation stratigraphique entre les diérentes unités qui composent le glissement jusqu’à 40 m de profondeur (gure 1.3) et de présenter une image 3D du mouvement.
La tomographie électrique présente de forts avantages pour la prospection des mouvements de terrain, tant pour son pouvoir de détection que pour son faible coût en temps, en eorts, et nancier (Jongmans et Garambois, 2006). Elle est par ailleurs, sensible à la présence d’eau. De plus l’inversion des données est quasiment automatique, et relativement facile à interpréter si la géologie n’est pas trop complexe. Son pouvoir de résolution reste cependant limité, surtout en présence de structures complexes (Nguyen, 2005). Même si l’inversion est un processus quasi-automatique il reste des incertitudes quand à la abilité de l’image nale en raison de la diminution de la résolution avec la profondeur (Oldenburg et Li, 1999; Olayinka et Yaramanci, 2000) et du problème de non unicité de la solution.

Méthodologie utilisée et développement d’outils

Dans le cadre de cette thèse, nous avons utilisé le résistivimètre syscal R1 plus développé par IRIS Instruments. Ce système permet de brancher au moins 96 électrodes espacées de au moins 5 m et acquière automatiquement des mesures pour diérents types de sondages.
Le traitement des données est eectué à partir de logiciels d’inversion pour déterminer les résistivités vraies à partir de la pseudo-section obtenue sur le terrain. Nous avons utilisé le programme RES2DINV de Loke et Barker (1996). Ce programme d’inversion est basé sur une méthode d’optimisation par moindres carrés généralisés (deGroot Hed lin et Constable, 1990 ; Sasaki et al., 1992). Malgré une profondeur de pénétration plus faible que les autres dispositif, nous avons choisi le dispositif de type Wenner pour nos études car il ore une faible sensibilité au bruit ambiant et une meilleure résolution verticale (Dahlin et Zhou, 2004). Lors des campagnes de mesures menées durant cette thèse, nous avons régulièrement observé la présence de mesures aberrantes de la résistivité apparente, souvent liées à un problèmes de couplage entre une électrode et le sol. Celles-ci génèrent lors de l’inversion un RMS élevé et dans le pire des cas des artefacts. Nous avons donc développé un programme de ltrage des données qui a pour but d’éliminer ces mesures aberrantes de nos jeux de données. Ce ltre, de type médian, est appliqué à la pseudo-section et prend en un point la valeur médiane des 7 points voisins (gure 1.4). L’application de ce ltre permet d’éliminer une partie des mesures présentant des valeurs trop contrastées avec leur voisins. Ce ltre a systématiquement été appliqué sur toutes les données de tomographie électrique.

Méthodologie utilisée durant cette thèse

Dans le cadre de cette thèse, nous avons utilisé le système d’acquisition de données sismiques de Geometrics (Strataview) et 24 à 48 géophones de fréquence de coupure égale à 4.5 Hz. Des géophones de fréquence propre comprise entre 8 et 14 Hz sont classiquement utilisés pour les prospections sismiques lors des études de génies civil ou d’hydrogéologie.
Cependant l’intérêt des géophones 4.5 Hz est de pouvoir simultanément mesurer les ondes P et les ondes de surface, plus basse fréquence.
Le programme d’inversion utilisé pour traiter les tomographies sismiques est SARDINE Demanet (2000). Pour l’inversion, ce logiciel utilise la méthode SIRT (Simultaneous Iterative Reconstruction Technique) choisie en raison de sa robustesse vis à vis du bruit (Gilbert, 1972 ; Dines et Lyttle, 1979 ; Humphreys et Clayton, 1988).
L’inversion de la courbe de dispersion des ondes de surfaces a été eectuée avec le logiciel na_viewer développé par Wathelet (2005). Ce logiciel se base sur un algorithme de voisinage (Sambridge, 1999a,b) pour déterminer les paramètres (Vp, Vs et ρ la densité) de l’espace multidimensionnel qui expliquent le mieux les données.

Origine du bruit de fond sismique

Le bruit de fond sismique a des origines diverses et variées qui peuvent être naturelles (marées, houles, arbres ou immeubles vibrant sous l’eet du vent …) ou anthropiques (machines d’usine, voiture ; Bard, 1998 ; Bonnefoy-Claudet, 2004).
Le bruit sismique d’origine naturelle a principalement une fréquence inférieure à 1 Hz et son amplitude est ma joritairement liée aux phénomènes naturels (Bonnefoy-Claudet, 2004). Le bruit de fréquences inférieures à 0.5 Hz est habituellement lié aux conditions météorologiques et océaniques à grande échelle, tandis que le bruit de fréquence proche de 1 Hz est globalement du à l’eet du vent et au conditions météorologiques régionales ou locales. Enn, le bruit de fréquences supérieures a 1 Hz est généralement lié à l’activité humaine. Son amplitude spectrale présente une variation journalière et hebdomadaire.
Actuellement il est dicile d’établir des conclusions univoques sur la composition du champ d’ondes constituant le bruit (Bonnefoy-Claudet, 2004). Néanmoins, l’auteur a montré que les modes fondamentaux de Love et de Rayleigh sont toujours présents dans le champ d’onde du bruit. Köhler et al. (2006) ont montré la prédominance des ondes de Love (entre 70 et 90 %) sur une large bande de fréquence. La première harmonique des ondes de Rayleigh peut cependant exister, en fonction du contraste d’impédance. Enn, le bruit est aussi constitué principalement par les modes fondamentaux de Rayleigh et Love, mais si les sources sont lointaines et profondes les ondes de volume (résonance des ondes S) peuvent dominer le bruit.

Utilisation des mesures de bruit de fond sismique

Mesures de bruit de fond en réseau

L’ob jectif de cette méthode est d’obtenir le prol 1D de la vitesse des ondes S en fonction de la profondeur. Ce prol est obtenu par inversion de la courbe de dispersion des de surface. L’originalité de cette méthode réside dans le fait que ce sont les ondes desurface issues du bruit de fond sismique qui sont utilisées. Les deux principaux avantages de cette technique par rapport aux ondes de surface issues de sources actives sont que :
le contenu fréquentiel du bruit de fond sismique est plus basse fréquence et on a donc accès aux vitesses des ondes S des couches plus profondes ;
les sources actives ne sont pas nécessaires.
La vitesse de phase est calculée pour diérente bandes de fréquence. Premièrement, le signal est divisé en petites fenêtres temporelles dont la taille est fonction de la fréquence et sélection des fenêtres temporelles. (b) Semblance dans le plan kx ky pour une fréquence donnée. (c) Histogramme des vitesses des maximums de semblance (b) pour chaque fenêtre temporelle (a) et pour chaque bande de fréquence. considérée (gure 2.1a). La transformée de Fourier est alors calculée pour chaque fenêtre de temps et pour chaque capteur. Puis, la transformée fréquence-nombre d’onde (fk) est calculée sur les signaux coupés. L’analyse en fréquence-nombre d’ondes (Lacoss et al., 1969 ;Kvaerna et Ringdahl , 1986) suppose qu’il existe des ondes planes horizontales se propageant à travers le réseau de capteurs situés à la surface. Pour une onde de fréquence f, de direction de propagation et de vitesse données, le temps d’arrivée relatif est calculé pour chaque position de capteur et la phase est décalée en fonction du délais en temps. La réponse du réseau est calculée par la sommation dans le domaine fréquentiel des signaux décalés. Si une onde se propage eectivement dans une direction et une vitesse données, toutes les contributions se sommeront constructivement, entraînant une forte réponse du réseau. La réponse du réseau divisée par la puissance spectrale est appelée la semblance (Lacoss et al., 1969). La position du maximum de semblance dans le plan kx, ky, les nombres d’ondes le long des axes horizontaux x et y donnent une estimation de la vitesse et de l’azimut de l’onde qui se propage à travers le réseau et ceci pour chaque fréquence (gure 2.1b).
Un histogramme de vitesse des maxima de semblance (gure 2.1c) est construit pour chaque bande de fréquence, permettant ainsi le calcul de la courbe de dispersion des ondes de surface et son incertitude.

Méthode H/V

Principe
La méthode H/V est très attractive car elle est peu coûteuse et rapide à mettre en oeuvre. En eet, la technique ne nécessite qu’un seul capteur 3 composantes et une station d’acquisition. Il sut d’enregistrer le bruit de fond sismique pendant plusieurs dizaines de minutes, de calculer le spectre des signaux, et de faire le rapport entre les spectres des composantes horizontales (moyenne des deux directions) et le spectre de la composante verticale.
Ce rapport met alors en évidence un ou plusieurs pics à diérentes fréquences dites de résonance.
Interprétations et limites
Pour un milieu homogène avec une couche de sol sur un substratum, les courbes H/V ne montrent qu’un seul pic dont la fréquence est associée à la fréquence de résonance de la couche supérieure (Nakamura, 1989; Bard, 1998) à +/- 20% (Bonnefoy-Claudet, 2004).
Ce pic peut être expliqué par la polarisation horizontale du mode fondamental des ondes de Rayleigh et/ou par la phase d’Airy du mode fondamental des ondes de Love, et/ou par la résonance des ondes S, si le contraste d’impédance entre la couche supérieure et le substratum est fort (> 4) ou modéré (entre 3 et 4). Toutefois, si le contraste d’impédance est faible (< 3) le pic H/V peut être dû à la résonance des ondes S (Bonnefoy-Claudet, 2004). Ainsi, l’origine du pic H/V n’est pas unique.
Dans le cas d’une structure avec une couche de sol sur un substratum, la fréquence de résonance f0 du site peut être estimée d’après la relation suivante (Haskel l, 1960) : f0 = Vs 4H (2.1)
avec
H, épaisseur de la couche supérieure
Vs, vitesse des ondes S de la couche supérieure
Par conséquent, l’épaisseur de la couche peut être calculée si l’on connaît la fréquence f0 et la vitesse des ondes S de la couche supérieure. Cette dernière peut être déduite par la sismique réfraction en onde S ou de l’analyse d’ondes de surface.
Des investigations numériques ont montré que la présence de 2 pics peut être liée à la présence de 2 forts contrastes d’impédances (> 3) à 2 profondeurs diérentes (BonnefoyClaudet, 2004). Les 2 fréquences peuvent alors être interprétées comme des caractéristiques de chacune des couches. Dans ce cas, pour être sûr de la validité des résultats, il faut vérier la stabilité des pics. En eet, le pic haute fréquence peut avoir des origines anthropiques mais peut aussi être causé par un mode supérieur (Bodin et al., 2001) ou des eets 2D ou 3D. En eet, Uebayashi (2003) a montré qu’à proximité d’une structure de géométrie très irrégulière, des modes supérieurs apparaissent en plus du mode fondamental des ondes de Rayleigh. Des études récentes, sur des simulations numériques du bruit sismique sur des structures 2D-3D ont montré que (1) les courbes H/V présentent un pic clair dans les parties plates des structures et (2) un pic large, en forme de plateau et/ou de faible amplitude dans les parties avec de fortes variations latérales d’épaisseur (Guil lier et al., 2006). Dans les parties plates ou lorsque la pente du substratum est faible, pour des modèles 2D-3D, les pics de résonance sont en accord à +/- 20 % avec le pic f0 théorique pour une géométrie 1D. Pour les structures 2D, la fréquence est toujours surestimée d’environ 15 % en présence de rapides variations latérales d’épaisseur, tandis que, pour des structures 3D, la fréquence du pic de résonance est toujours sous-estimée (jusqu’à 80 %) par rapport au pic théorique pour une structure 1D. En pratique, lorsque les rapports H/V présentent un large pic en forme de plateau et/ou une faible amplitude, il est préférable d’eectuer une couverture géographique dense des points de mesures et de les représenter en fonction de la distance le long du prol pour suivre qualitativement l’évolution spatiale du pic H/V. Néanmoins, la formule 2.1 ne doit être utilisée que lorsque le pic est clair.

Études géophysiques du Ravin de l’Aiguille

L’étude du Ravin de l’Aiguille (Isère, France) s’inscrit au sein du Pro jet Camus (programme Risques Décisions Territoires, RDT) intitulé Caractérisation multi-méthodes des aléas d’éboulements en masse (Jongmans et al., 2005). Le pro jet propose de mettre au point une méthodologie opérationnelle de reconnaissance permettant une description quantitative la plus précise possible des compartiments instables et une meilleure caractérisation de l’aléa, point de départ de l’évaluation du risque. Pour connaître la géométrie tridimensionnelle d’un compartiment rocheux (limites externes et fracturation interne), ce pro jet propose de coupler étroitement les mesures structurales et géophysiques avec une mesure morphométrique précise (Modèles Numériques de Surface et Images Solides Orientées établis par photogrammétrie et scan laser). Une collaboration étroite est établie entre les partenaires de ce pro jet (LIRIGM, Univ. Grenoble : Coordination scientique du pro jet et Prospection Géophysique, LGCA, Univ. Savoie : Morphologie numérique, SAGE, Bureau d’études : Observations/Prospection Géophysique, CETE Lyon : Observations). Dans le cadre de cette thèse, nous nous intéressons à la prospection géophysique du dièdre du Ravin de l’Aiguille . L’interprétation des résultats de cette prospection est réalisée sur la base des comparaisons entre les résultats des divers partenaires.

Description et caractérisation géologique du site

Cadre général

Le dièdre du Ravin de l’Aiguille est situé sur le rebord Est de la Chartreuse à l’aplomb de la commune de BIVIERS au sommet d’une falaise de 400 m de hauteur (St-Eynard, gure 6.1).
Le versant du St-Eynard, très régulier, est constitué par 2 niveaux de falaises séparés par un petite vire intermédiaire raide et boisée qui s’interrompt brutalement au contact de la grande dépression très marquée et escarpée du Ravin de l’Aiguil le. A ce niveau, la vire boisée intermédiaire disparaît totalement (gure 6.2).6.1. DESCRIPTION ET CARACTÉRISATION GÉOLOGIQUE DU SITE 101 d’ensemble de la falaise du Saint Eynard au niveau du Ravin de l’Aiguille. (b) Photographie centrée sur le Ravin de l’Aiguille avec la localisation des principales fractures et des barres calcaires du Tithonique supérieur (TS) et inférieur (TI), d’après Jongmans et al. (2005).102 CHAPITRE 6. ÉTUDES GÉOPHYSIQUES DU RAVIN DE L’AIGUILLE

Données stratigraphiques et structurales

Le dièdre est caractérisé par une hauteur totale de 150 m, une largeur en tête de 90 m et une surface sur le plateau de 4500 m2. Le volume total maximal estimé est de 225 000 m3 et surplombe la commune de Biviers (Isère, France). Il est constitué par les bancs calcaires du Tithonique supérieur et les bancs de calcaires marneux du Tithonique inférieur (respectivement TS et TI de la gure 6.2).
Les observations de terrain réalisées par la société SAGE sur le plateau incliné correspondant au sommet du dièdre, ont permis de mettre en évidence 3 familles de discontinuités (gures 6.2 et 6.3) :
La première famille correspond aux plans de stratication de direction N30° à pendage 20 à 25° vers le nord-ouest. Les pendages de ces plans de stratications varient peu sur la zone d’étude.
La seconde famille est représentée par des fractures N65° à 80° pentées de 70° à 80° vers le sud-est (FA1 à FA3, gures 6.2 et 6.3). La fracture FA1 délimite le dièdre côté nord. Cette fracture correspond au prolongement du plan de la falaise situé immédiatement au nord du dièdre et aecte le dièdre sur toute sa hauteur. Elle se caractérise par une ouverture de 1,7 mètre en tête, d’environ 1 mètre sur les 30 premiers mètres en sommet de falaise, et de 20 à 50 cm sur le bas du dièdre. Sur le plateau, cette fracture disparaît rapidement sous une couche de terre végétale.6.2. RECONNAISSANCES GÉOPHYSIQUES 103Enn, la troisième famille correspond à des fractures N130° à 140° subverticales (FB1 à FB5, gures 6.2 et 6.3). Elles présentent des ouvertures plus faibles que la famille FA. FB1 semble délimiter l’extrémité sud du dièdre. Cette fracture s’observe sur près de 20 mètres de long et présente une ouverture faible comprise entre 20 et 30 cm. Elle est visible sur la mi-hauteur du dièdre.

Reconnaissances géophysiques

Protocole expérimental

Deux campagnes de reconnaissances géophysiques ont été réalisées sur le plateau au droit du Ravin de l’Aiguille. La première (2 jours en juillet 2005) a consisté en la réalisationde 9 prols de tomographie électrique parallèles à la paroi de 155 m de long, distants de 10 m (numérotés de PE1 à PE9 sur les gures 6.3 et 6.4). Chaque prol comportait 32 électrodes distantes de 5 m. Le dispositif choisi est de type Wenner-Schlumberger ce qui permet d’avoir une plus grande sensibilité aux variations latérales de résistivité que le dispositif Wenner et néanmoins ne pas être trop sensible au bruit.
La deuxième phase de reconnaissance s’est appuyée sur les résultats préliminaires de la tomographie électrique pour l’implantation de deux prols sismiques de 141 m de longcomportant 48 géophones avec un espacement de 3 m (2 jours en novembre 2005). Le prol PS1 est localisé au niveau du prol PE2 (soit à environ 20 m de la falaise) tandis que le prol PS2 est implanté au droit du prol PE5 (soit à 50 m de la falaise ; gure 6.3). Pour chacune des lignes sismiques, des tirs (chute de poids) ont été eectués au niveau de chaque géophone. De plus, 5 tirs ont été eectués sur une ligne parallèle aux prols, localisée au niveau de la pointe du dièdre (T1 à T5, gure 6.3). Par ailleurs, le bruit sismique a été enregistré pendant 32 s sur le prol PS1 pour mesurer une possible amplication du bruit.

Tomographies électriques

Les résultats des prols électriques PE1 à PE9 sont représentés sous la forme d’un bloc diagramme 3D (gure 6.4) où l’enveloppe des valeurs de résistivités supérieures à 14000 Ω.m est matérialisée en rouge. Les valeurs de résistivité montrent des variations importantes entre 400 Ω.m et plus de 14000 Ω.m. Notamment on remarque une zone de faible résistivité (<400 Ω.m, AC1 sur la gure 6.4) qui marque la limite entre un terrain de résistivité moyenne inférieure à 6000 Ω.m au nord et un terrain de résistivité forte, supérieure à 9000 Ω.m, au sud. Une deuxième anomalie de résistivité inférieure à 400 Ω.m104  est mesurée dans la partie sud des prols PE1 et PE2 (AC2 gure 6.4). Sa trace est perdue entre 20 et 30 m du bord de la falaise. Enn la résistivité du terrain superciel mesurée entre AC1 et AC2 est plus faible (comprise entre 3500 et 6000 Ω.m) que les valeurs de résistivité rencontrées à partir de 12 m de profondeur

Caractérisation de glissements argileux par des mé- thodes de bruit de fond sismique

Mots clés : bruit de fond sismique, glissement argileux, caractérisation in-situ, géométrie 3D

Résumé

An d’identier les mécanismes de contrôle et de caractériser la dynamique de glissements de terrain, il est impératif d’imager correctement leur structure interne et leur surface de glissement. Plusieurs méthodes de prospection géophysique de proche surface sont utilisables pour identier la géométrie d’un glissement de terrain, mais leurs potentialités ont été rarement testées dans des environnements fortement 3D. Les principaux inconvénients de méthodes géophysiques telles que la sismique réexion ou la tomographie électrique sont la diculté de mise en oeuvre et la complexité des traitements de données, ce qui les rend chères et consommatrices en temps. De plus, pour le cas particulier de glissements argileux, leur sensibilité et résolution ne sont pas toujours adaptées à la détection des surfaces de glissement. Les méthodes géophysiques passives, qui orent l’avantage d’une instrumentation légère et d’un traitement des données plus simple, représentent ainsi une alternative intéressante, particulièrement pour les mouvements de terrain diciles d’accès.
Parmi celles-ci, les méthodes de bruit sismique ambiant connaissent depuis quelques années des développements et applications intéressants, notamment pour le zonage de l’aléa sismique en milieu urbain. Nous présentons dans ce papier des investigations par bruit de fond sismique eectuées sur deux sites instables, le glissement-coulée de Super-Sauze et leglissement translationnel de Saint-Guillaume (France), où des investigations géotechnique et géophysiques indépendantes étaient disponibles. Nos investigations se composent (1) demesures H/V, simples, légères et rapides à installer sur site, an de cartographier des contrastes de vitesse d’onde S (surface de glissement) et de (2) de mesures de bruit de fond réseau, plus délicate et complexe à déployer sur site et à interpréter, mais qui permet d’accéder à des prols de vitesses d’ondes S en fonction de la profondeur. Les deux glissements sont caractérisés par de plus faibles vitesses d’onde de cisaillement (Vs < 300 m.s−1) et de plus faibles résistivité (rho < 60 Ω.m) dans le corps du glissement que dans la partie stable (Vs > 550 m.s−1 ; rho > 150 Ω.m). Leurs épaisseurs varient de quelques mètres à 50 m. Les comparaisons entre nos investigations géophysiques et les sondages géotechniques prouvent l’applicabilité des méthodes géophysiques passives dans des environnements 3D, mais indiquent également certaines limites.

Table des matières

I Méthodes géophysiques pour l’étude des mouvements de terrain 
Introduction
1 Imagerie géophysique des mouvements de terrain 
1.1 Méthodes électriques
1.1.1 Introduction
1.1.2 Application aux mouvements de terrain
1.1.3 Méthodologie utilisée et développement d’outils
1.2 Méthodes sismiques
1.2.1 Introduction
1.2.2 Ondes de surface
1.2.3 Application aux mouvements de terrain
1.2.4 Méthodologie utilisée durant cette thèse
2 Traitement du bruit de fond sismique pour la caractérisation des mouvements de terrain 
2.1 Introduction
2.2 Origine du bruit de fond sismique
2.3 Utilisation des mesures de bruit de fond sismique
2.3.1 Mesures de bruit de fond en réseau
2.3.2 Méthode H/V
2.4 Application aux mouvements de terrain
2.5 Méthodologie utilisée durant cette thèse
3 Mesures électriques passives pour l’identication d’écoulements au sein de mouvements de terrain 
3.1 Introduction
3.2 Origines de la polarisation spontanée
3.3 Inversion des sources électrocinétiques
3.4 Avantages et limites
II Application des méthodes géophysiques pour l’étude des mouvements rocheux 
Introduction
4 Application of geophysical methods for the investigation of the large gravitational mass movement of Séchilienne (France) 
4.1 Abstract
4.2 Résumé
4.3 Introduction
4.4 The Séchilienne mass movement
4.5 Geophysical Investigation
4.5.1 Electromagnetic proling
4.5.2 Electrical tomography
4.5.3 Seismic tomography
4.5.4 Spontaneous potential and seismic noise measurements
4.6 Discussion and conclusions
4.7 Acknowledgements
5 Étude du mouvement rocheux de la Clapière 
5.1 Introduction
5.1.1 Imagerie du mouvement de la Clapière
5.2 Reconnaissances géophysiques
5.2.1 Protocole des prospections géophysiques
5.2.2 Tomographies électriques
5.2.3 Polarisation spontanée
5.2.4 Tomographies sismiques
5.2.5 Inversion des ondes de Surface
5.3 Conclusions
6 Études géophysiques du Ravin de l’Aiguille 
6.1 Description et caractérisation géologique du site
6.1.1 Cadre général
6.1.2 Données stratigraphiques et structurales
6.2 Reconnaissances géophysiques
6.2.1 Protocole expérimental
6.2.2 Tomographies électriques
6.2.3 Méthodes sismiques
6.3 Conclusion
Conclusions
III Application des méthodes géophysiques pour l’étude des mouvements dans les sols 
Introduction
7 Seismic noise-based methods for soft-rock landslide characterization 
7.1 Abstract
7.2 Caractérisation de glissements argileux par des méthodes de bruit de fond sismique
7.3 Résumé
7.4 Introduction
7.5 Seismic noise theory
7.6 Investigation of the Super-Sauze mudslide
7.6.1 Geological, geomorphological and geotechnical setting of the mudslide
7.6.2 Electrical Tomography
7.6.3 H/V method
7.6.4 Seismic noise network
7.7 Investigation of the Saint-Guillaume translational landslide
7.7.1 Geological, geomorphological and geotechnical setting of the translational landslide
7.7.2 H/V method
7.7.3 Seismic noise network
7.8 Conclusions
7.9 Acknowledgments
8 Étude du glissement de Léaz 
8.1 Synthèse des données existantes
8.2 Résultats géophysiques antérieurs
8.3 Prospections géophysiques
8.3.1 Les tomographies électriques
8.3.2 Prospections sismiques actives
8.3.3 Méthodes sismiques passives
8.4 Conclusions
Conclusions
IV Suivi temporel de la polarisation spontanée : application au mouvement de Séchilienne 
Introduction
9 Le suivi temporel de la PS sur le mouvement de Séchilienne 
9.1 Présentation du réseau PS
9.2 Présentation des mesures de PS du suivi temporel
9.3 Mesures statiques
9.3.1 Prol transverse
9.3.2 Galerie de reconnaissance
9.4 Eets transitoires
9.4.1 Température et conductivité
9.4.2 Inuence de la température
9.4.3 Inuence de la pluie
9.4.4 Inuence des séismes
9.4.5 Variations basse fréquence
Conclusions
Conclusions et perspectives
10 Conclusions 
10.1 Géométrie du mouvement
10.1.1 Mouvements rocheux
10.1.2 Mouvements dans les sols
10.2 Circulation de uide
11 Perspectives 
11.1 Imagerie des mouvements
11.1.1 Le réseau IHR
11.1.2 Imagerie par méthode de corrélation
11.2 Hydrogéophysique sur les mouvements de terrain
11.2.1 Suivi temporel
11.2.2 Cartographie de la polarisation spontanée
11.2.3 Développement d’une technique d’inversion des prols de PS
12 Diusion de nos travaux de recherche 
Annexes 
Remerciements 

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