Variabilité spatiale des propriétés du sol

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Mouvement de terrain induits

Les mouvements de terrain induits par les séismes sont de même nature que ceux observés hors sollicitation sismique affectant une masse de sols ou de roches, et déclenchés pendant ou peu après un séisme.
La synthèse des travaux réalisés sur le glissement de Las Colinas (Konagai et al., 2002 ; Bourdeau, 2005) a montré qu’il pouvait être divisé en trois zones (Figure 1. 12) : la zone de départ (1) de 20 à 30 m d’épaisseur, une zone de propagation de pente forte (2) et une zone de glissement sur pente douce (3).
Le comportement très particulier de la masse instable lors de l’événement de Las Colinas est probablement lié (Bourdeau, 2005): à la violence des vibrations sismiques à proximité du site du glissement ; au pendage des couches géologiques conforme à la pente ; au comportement dynamique très particulier de la Tierra Blanca qui est susceptible de subir une forte diminution de sa résistance au cisaillement sous l’effet de sollicitations dynamiques et aussi est susceptible d’amplifier les mouvements sismiques.
La répartition spatiale des dégâts est très inégale, les zones rurales ayant été beaucoup plus touchées que la plupart des villes comme San Salvador. Une exception concerne cependant les villes et les villages situés le long de crêtes ou de pentes, qui ont été le siège de dommages importants.
En conclusion, la variabilité spatiale des conditions géotechniques et topographiques locales d’un site peuvent considérablement modifier le mouvement de sous-sol. Cette modification correspond souvent à une amplification importante ou de-amplification variable spatialement à une prolongation notable de la durée du séisme. Cela signifie que les effets de site sont souvent défavorables et peuvent accroître considérablement l’impact d’un séisme (Nguyen et al., 2005).

Le cadre sismo-tectonique du Liban

La faille du Levant, aussi appelée faille de la Mer Morte, est l’une des structures tectoniques actives majeures du bassin oriental de la Méditerranée. D’une longueur d’environ 1200 km, cette faille décrochant sénestre s’étend depuis le golfe d’Aqaba en Mer Rouge jusqu’en Turquie et elle accommode le déplacement relatif vers le nord de la plaque arabe par rapport à la micro-plaque du Sinai (africaine) (Figure 1. 14 (a)) (Daëron et al., 2007). Au Liban elle se divise en cinq failles majeures: Roum, Yammouneh, Serghaya, Rachaiya et le chevauchement du Mont Liban (Figure 1. 14 (b)).
Alors que le Liban montre actuellement une sismicité modérée (Figure 1. 15), ce système de failles a produit plusieurs grands séismes historiques au cours des deux derniers millénaires de magnitude supérieure ou égale à 7 (Ambraseys et al., 1994; Ambraseys et Jackson, 1998).
Les séismes historiques les plus destructeurs ayant frappé le Liban sont les suivants (Elnashai et El-Khoury, 2004):

Contextes géologique et géotechnique du site de la plaine alluviale de Beyrouth

Un grand tremblement de terre (M~7.8) s’est produit le 9 juillet 551 sur le chevauchement du Mont Liban (Plassard, 1968 ; Darawcheh et al.,2000 ; et Guidoboni et al.,1994). Au Nord, il a été ressenti aussi loin que Laodicée et Antioche, où il a causé de légers dommages, et au Sud jusqu’à Alexandrie où il a causé la panique des habitants. Il a généré un tsunami qui a inondé et partiellement détruit de nombreuses villes côtières. A Beyrouth, le séisme aurait fait 30000 victimes et aurait créé un incendie qui a persisté pendant 2 mois;
Séisme du 20 mai 1202
Un tremblement de terre (M= ~7.6) est survenu le 20 mai 1202 le long de la faille de Yammouneh et a été ressenti sur une zone caractérisée par un rayon moyen d’environ 1200 km (Elnashai et El-Khoury, 2004).
Des éboulements dans le Mont-Liban ont tué 200 personnes. Au temple de Jupiter de Baalbek (Békaa), 31 des 40 colonnes monumentales sont tombées. Le nombre de morts directement liés au séisme est incertain car le séisme a coïncidé avec un épisode de famine et de peste. Les répliques ont duré au moins quatre jours et ont été signalées à Hama, Damas et au Caire (Ambraseys et Melville, 1988).
Deux événements ont eu lieu durant la même année.
Le séisme du 30 octobre 1759 (M ~ 6.6) a touché la région de Safad et une zone de montagne au nord-est où de nombreux villages ont été détruits et a causé la mort d’environ 2.000 personnes. Le choc a été ressenti jusqu’à Antioche, Alep, Jérusalem et Gaza.
Le second séisme, le 25 Novembre 1759 (M ~ 7.4) s’est produit le long de la Faille de Serghaya et a duré 50 secondes (Elnashai et El-Khoury, 2004). Il a provoqué la destruction quasi-complète des villages sur une bande étroite de 120 km de long de la plaine de la Bekaa à la partie supérieure de l’Oronte. Au temple de Jupiter de Baalbek (Békaa), 3 des 9 colonnes restantes ont été renversés. Ambraseys et Barazangi, 1989 mentionnent des ruptures sur plus de 100 km de long dans la Bekaa. Le bilan de ce séisme est de plus de 40000 morts. Il a été ressenti à plus de 1000 km de l’épicentre et a dévasté Beyrouth et Damas.
Le séisme du 16 mars 1956
Le choc principal (M~6) s’est produit le 16 mars 1956 dans le sud-ouest du Liban (près de Chhim) le long de la faille de Roum et a été précédé 10 minutes plus tôt d’un autre séisme légèrement plus faible. La zone touchée est relativement peuplée, et aussi les maisons sont principalement composés d’adobe ou de pierre en maçonnerie et construites sur un terrain en pente, où environ 6.000 logements se sont effondrés ou ont été endommagés. Dans les grands villages tels que Chhim, 200 maisons endommagées par le choc précurseur se sont effondrées durant le choc principal. En tout, 122 personnes ont été tuées dans 33 villages et hameaux. Le choc a déclenché des chutes de blocs et endommagé les murs de soutènement des routes de montagne. En dehors de la région épicentrale, les dommages observés ont diminué rapidement avec la distance en se concentrant sur des sites vulnérables. A Beyrouth le choc a été ressenti à quelques endroits provoquant des dégâts mineurs et l’évacuation de 13 maisons anciennes. Le séisme a été ressenti aussi loin au nord que Baniyas, à Damas, à Amman, dans le nord de Palestine et dans le sud-est de Chypre, dans un rayon de 170 km.
Enfin, la crise sismique récente du Sud-Liban (région de Sour) de février à juin 2008 (Figure 1. 15) a par ailleurs mis en évidence l’existence de failles non connues, pouvant donner lieu à des séismes de magnitude 5 à 6 à peu près sur tout le territoire libanais. Citons la secousse du 15 février de magnitude 5,1 (la magnitude maximale de cette séquence sismique) qui a occasionné des dégâts dans une aire assez vaste et jusqu’à Saïda: écroulement de murs non consolidés, fissurations importantes dans les maçonneries, chutes d’objets placés sur des étagères, deux blessés. Les écoles publiques ont été particulièrement affectées, mais fort heureusement elles étaient fermées ce vendredi à midi.
Au niveau sismo-tectonique, selon plusieurs auteurs (Girdler, 1990 ; Butler, 1997 ; Darawcheh et al., 2000 et Khair, 2001), la faille de Roum, le long de laquelle s’est produit le séisme destructeur de 551, serait la branche la plus active de la faille de Levant au Liban. Les études paléo sismologiques récentes ont indiqué que la faille de Yammouneh, malgré son silence (Daëron et al., 2005 ; 2007 ; Nemer et al., 2008) peut générer des séismes de magnitude 7 ou plus comme le montre le séisme de 1202 de magnitude 7.5.
La faille Rachayia-Serghaya était auparavant considérée comme inactive (par exemple, Butler et al., 1997) mais des études récentes (Gomez et al., 2003; Daëron et al., 2005) ont présenté des preuves paléosismiques d’une mouvement de décrochement actif le long de cette faille et ont suggéré qu’elle était la source de l’événement de novembre 1759.
La Figure 1. 16 montre la carte des accélérations horizontales maximales au rocher (PGA) ayant une probabilité de dépassement de 10% en 50 ans: le PGA varie entre 0,2 g dans la partie orientale du pays à 0,30 g dans la partie ouest, près des zones côtières.
Ce fort aléa sismique est conjugué à une vulnérabilité du bâti existant certainement importante à cause de l’absence de réglementation obligatoire jusqu’à un passé très récent (2005), l’absence de contrôle systématique et permanent, l’endommagement pendant les périodes de guerre, la maintenance presque inexistante, les problèmes de corrosion, les modifications structurelles post-construction, etc. Le Liban est donc probablement l’un des pays au risque sismique les plus élevés dans le bassin méditerranéen (http://uati.uisf.fr/upload/RecommandationsBeyrouth.pdf).

Géologie de Beyrouth

Santaville, 1977 a étudié la géomorphologique de la région littorale du Liban et a discuté la géologie du Beyrouth en se basant sur les études géologiques de Dubertret, 1944 (Figure 1. 17). Le promontoire de Beyrouth constitue l’un des principaux accidents de la côte libanaise, puisque sa rive septentrionale, orientée Est-Ouest s’avance de près de 10 km en mer. Sa partie orientale est basse, entre la retombée de la montagne et le Nahr Beyrouth, dans les banlieues de Baouchriyé et de Borj Hammoud. A l’ouest du fleuve, au contraire, sur 6 km de long et 2 km de large, la ville de Beyrouth s’est établie sur une topographie accidentée où s’individualisent deux collines culminant respectivement à 102 m, à l’Est, dans le quartier d’Achrafieh, et 95 m, à l’Ouest, à Tallet el-Khayat. Ces collines sont séparées par un seuil situé à 59 m, à l’amont d’un talweg que suit la rue de Damas (Santaville, 1977).
Bien individualisée topographiquement, la presqu’île de Beyrouth forme un ensemble structural à part. A l’Est du Fleuve, entre Baouchriyé et Mkallès, le front montagneux correspond à une flexure brutale des couches du Crétacé inférieur, tandis que les bancs calcaires fortem ent inclinés du Cénomanien ont été tronqués à Senn el-Fil par un replat situé vers +60 m Santaville, 1977.
La colline d’Achrafiyé et toute la partie orientale de la presqu’île de Beyrouth, à l’Ouest du Fleuve, sont formées de marnes helvétiennes (miocène), subhorizontales au Nord mais plongeant au Sud, le long de la corniche du Fleuve, sous des conglomérats néogènes de faciès littoral. La colline occidentale est taillée dans les calcaires cénomaniens, faiblement déformés en général, mais légèrement ployés en voûte à l’Ouest, où les marnes à lits de silex des îlots de la Grotte aux Pigeons disparaissent au Nord, au Sud et à l’Est sous des calcaires plus compacts Santaville, 1977.
Le contact entre le Néogène et le Cénomanien se fait par une faille SSW-NNE qui va de l’extrémité occidentale du Port jusqu’au quartier de Basta et-Tahta en passant par la rue Riad Solh (Figure 1. 18). Dubertret, 1944 pense qu’une grande faille méridienne existe également entre la colline d’Achrafiyé et le front montagneux, suivie aujourd’hui par le Nahr Beyrouth dans sa section aval. Cet accident expliquerait la raideur et l’allure rectiligne de la retombée de la colline orientale sur la région du Fleuve. Bien que cela ne puisse être prouvé sans étude de la plate-forme continentale, il est probable que les trois autres côtés de la presqu’île de Beyrouth ont aussi une origine structurale. Au Nord et à l’Ouest, malgré des irrégularités de détail, le tracé de la côte est relativement rectiligne et la profondeur augmente très vite lorsqu’on s’éloigne du rivage. De même, au Sud, le substratum disparaît brutalement et les sondages montrent de fortes épaisseurs de terrains quaternaires, sables ou grès (Santaville, 1977).
Dans le détail, les collines de Beyrouth sont coupées de replat assez réguliers, séparés par de brutales ruptures de pente, évoquant de gigantesques marches d’escalier, situées respectivement vers 10 à 21 m, 40 à 60 m et au-dessus de 70 m. De plus, sauf à Ras Beyrouth (Raouché-Chourane) on ne connaît pratiquement aucun dépôt pléistocène, en dehors de sables rouges, parfois très épais, qui recouvrent tout le flanc de la colline occidentale et qui montent jusqu’à 75 m à Achrafiyé (Santaville, 1977).
La géologie de Beyrouth est donc très complexe et variable latéralement, avec la présence potentielle de failles non apparentes en surface. Méthodes de reconnaissance utilisées

Les méthodes géophysiques

Les méthodes géophysique sont basées sur l’acquisition de mesures physiques (données) à partir desquelles les paramètres physiques peuvent être déduits. Le Tableau 1. 2 présente les principales méthodes géophysiques, ainsi que les données, les paramètres physiques obtenus et les applications géotechniques. Le principe de ces méthodes peut être trouvé dans des livres généraux (Reynolds, 1997; Sharma, 1997; Kearney et al., 2002; Everett, 2013). Les principales caractéristiques des méthodes géophysiques sont rappelées ici. Elles présentent les avantages suivants :
1- Elles sont flexibles, relativement rapides et faciles à déployer sur le terrain;
2- Elles sont non invasives;
3- Elles permettent d’étudier un grand volume de sol ou roche.
Par contre, elles souffrent des principaux inconvénients suivants:
1- La résolution (capacité à détecter un objet de taille donnée) décroit avec la profondeur;
2- Pour un ensemble de données, la solution n’est pas unique et il est nécessaire de calibrer les résultats à partir de données géotechniques et géologiques;
3- Les informations produites sont indirectes (paramètres physiques au lieu de propriétés géologiques ou géotechniques).
Il est à noter que presque tous les avantages des méthodes géophysiques correspondent aux inconvénients des techniques géotechniques et vice-versa, indiquant la complémentarité entre les deux techniques d’investigation. Une campagne de reconnaissance impliquant des techniques géophysiques doit être bien conçue. La méthode à appliquer dépend de son adéquation au problème à résoudre et quatre facteurs doivent être pris en compte avant toute expérience de terrain (McCann et Foster, 1990).
Le premier est l’existence d’un contraste géophysique. La présence d’une frontière géologique, hydrologique ou mécanique (par exemple, la limite d’un glissement de terrain) n’implique pas nécessairement une variation en termes de propriétés géophysiques. Le second facteur est l’ensemble des caractéristiques de la méthode géophysique elle-même, notamment la profondeur de pénétration et la résolution. Comme mentionné ci-dessus, il y a généralement un compromis entre la résolution et la pénétration: pour les techniques de surface, la résolution diminue avec la profondeur de pénétration. Ces limites doivent être prises en compte lors de la définition de la campagne géophysique. Troisièmement, puisque les méthodes géophysiques fournissent des informations indirectes, il faut qu’elles soient toujours calibrées à partir des données géologiques ou géotechniques pour obtenir une interprétation fiable. Enfin, les performances des techniques géophysiques dépendent fortement du rapport signal sur bruit. Par exemple, certains terrains superficiels peuvent conduire à des difficultés d’injection de courant électrique ou à une forte atténuation des ondes sismiques. Des tests préliminaires sont toujours nécessaires avant de lancer une campagne.
Les méthodes géophysiques de surface appliqués en géotechnique ont considérablement évolué au cours des 20 dernières années, tant en termes de capacité d’acquisition que de techniques de traitement (Jongmans et Garambois, 2007). Les méthodes géophysiques fournissent la variation d’un paramètre physique en fonction d’une, deux ou trois coordonnées spatiales. Les images géophysiques 2D ou 3D sont obtenues grâce à un processus d’inversion des données (Sharma, 1997) et fournissent des informations sur le corps étudié. L’inversion géophysique est un problème complexe et non linéaire (Zhdanov, 2002), et l’interprétation des images doit être faite avec un esprit critique, compte tenu des inconvénients des techniques géophysiques et des limites supplémentaires liées au processus d’inversion. Dans ce document, seuls les principaux points seront exposés. La première condition nécessaire caractérisant une bonne image (modèle) est qu’elle doit être capable d’expliquer les données, c’est-à-dire que l’erreur ou « misfit » (généralement exprimé comme un RMS) soit inférieure
à une valeur donnée (5%, par exemple). Même si la valeur RMS est faible, à cause de la limite du nombre de mesures et des erreurs sur les données, l’image obtenue peut cependant n’être qu’une des solutions expliquant les données.

Les essais in situ

Les essais in situ, qui testent directement le sol, ne nécessitent pas de prise d’échantillons et fournissent une information continue (ou discrète à haute résolution) en fonction de la profondeur. De plus, ils sont moins chers que les essais de laboratoire qui nécessitent la réalisation d’un sondage carotté pour la prise d’échantillons si possibles intacts (Plumelle, 2013). Les essais en forage permettent d’accéder aux paramètres mécaniques, hydrauliques, physique, ainsi qu’au comportement d’ensemble des massifs de sols en interaction (Reiffsteck et al., 2012).
Par la suite, on présente rapidement les principales méthodes in situ et plus en détail la méthode SPT, qui est largement utilisée au Liban.
Essais mécaniques :
Les essais mécaniques permettent d’accéder plus particulièrement aux paramètres de résistance et de déformabilité des sols, ainsi qu’à la structure des couches rencontrées. Les principaux essais sont les suivants :

Essai de pénétration au cône statique (CPT)

Un essai au pénétromètre statique consiste à faire pénétrer dans le sol, à vitesse constante, une pointe conique standard portée par un train de tiges et à mesurer, de manière continue, la résistance à la pénétration du cône (qc) de la pointe et le frottement latéral sur le manchon (fs). On peut aussi éventuellement enregistrer l’effort total de fonçage Ql et l’effort de frottement latéral local Qs (Plumelle, 2013).

Essai de pénétration au cône dynamique (DPT)

L’exécution d’un sondage au pénétromètre dynamique consiste à faire pénétrer dans le sol, par battage, une pointe métallique porté par un train de tiges et à mesurer à intervalles d’enfoncement réguliers l’énergie nécessaire correspondante (d’après revue française de géotechnique, numéro 22 ; Das, 2011). Deux pénétromètres dynamiques de reconnaissance, de type A et B, ont été normalisés. En accompagnant d’autres essais, les résultats du type A permettent d’évaluer la capacité portante de fondations, tandis que les résultats du type B permettent seulement d’orienter le choix de fondations (Plumelle, 2013).

Essai de pénétration au carottier (SPT)

L’essai SPT est un essai permettant de déterminer la résistance à la pénétration dynamique d’un carottier normalisé battu en fond d’un forage préalable, et d’obtenir des échantillons remaniés du sol pour examen et identification. Cet essai se fait avec un matériel standard et suivant un processus normalisé. L’essai de pénétration au carottier s’applique aux sols fins et grenus dont la dimension moyenne des éléments ne dépasse pas 20 mm (Reiffsteck et al., 2012).
L’appareillage est composé d’un équipement de forage et de tenue de la paroi, d’un dispositif de battage, d’un train de tiges, d’un carottier et d’un système de mesures. L’équipement doit permettre de réaliser un trou de forage nettoyé avant l’insertion du carottier (Figure 1. 32) et doit garantir que l’essai de pénétration est réalisé dans un sol relativement peu remanié. Le mouton a une masse de 63.5 kg et une hauteur de chute de 0,76 m ; il tombe à une cadence de battage de 15 à 30 coups par minute. Le tube central du carottier est fendu pour faciliter l’extraction de l’échantillon de sol (Plumelle, 2013).

Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 : ETAT DE L’ART
1.1 Introduction
1.2 Hétérogénéité spatiale et topographique du sol
1.2.1 Les structures géologiques
1.2.2 Importance des terrains de couverture dans l’estimation de l’aléa et du risque sismique
1.2.3 Les effets induits
1.3 Contextes géologique et géotechnique du site de la plaine alluviale de Beyrouth
1.3.1 Le Liban
1.3.2 Géologie de Beyrouth
1.3.3 Les méthodes géophysiques
1.3.4 Les essais géotechniques
1.4 Relations entre paramètres géophysiques et géotechniques
1.5 Conclusion
CHAPITRE 2 : DETERMINATION DE LA STRUCTURE VS DE LA PLAINE ALLUVIALE DE BEYROUTH: INTERPRETATION COMBINEE DES DONNEES GEOTECHNIQUES ET EOPHYSIQUES
2.1 Introduction
2.2 Localisation et caractéristiques d’acquisition des essais géophysiques et géotechniques
2.3 Résultats des mesures
2.3.1 Les essais géotechniques
2.3.2 Tomographie électrique
2.3.3 Méthodes sismiques
2.4 Structure de la plaine alluviale de Beyrouth
2.4.1 Structure géologique de la proche surface
2.4.2 La structure sismique (Vs) de la plaine alluviale
2.5 Conclusions
CHAPITRE 3 : CARACTERISATION DE LA VARIABILITE DU SOL
3.1 Introduction
PARTIE A – ETAT DE L’ART
3.2 Variabilité spatiale des propriétés du sol
3.2.1 Généralité
3.2.2 Loi de probabilité
3.2.3 Coefficient de variation
3.2.4 Notion de champs aléatoires
3.2.5 Notion d’homogénéité, d’isotropie et de stationnarité d’un champ aléatoire
3.2.6 Fonction d’autocorrélation et échelle de fluctuation
3.3 Quantification des incertitudes
3.3.1 Introduction
3.3.2 Quantification de la fonction d’autocorrélation et des échelles de fluctuation
3.3.3 Quantification du coefficient de variation
3.3.4 Quantification de la loi de distribution de probabilité
PARTIE B: CARACTERISATION DE LA VARIABILITE SPATIALE DU SOL
3.4 Quantification des incertitudes reliés aux propriétés du sol de Nahr‐Beyrouth
3.4.1 Méthode d’identification des champs aléatoires
3.4.2 Analyse de données
3.5 Résultats de la quantification des paramètres statistiques des propriétés du sol de Nahr Beyrouth
3.5.1 Variabilité verticale des valeurs N60 pour le cas d’un sol stratifié
3.5.2 Variabilité verticale des valeurs de Vs
3.5.3 Variabilité horizontale des valeurs de la résistivité électrique
3.6 Conclusion
CHAPITRE 4 : MODELISATION 1D PROBABILISTE DE LA REPONSE SISMIQUE D’UN SOL SPATIALEMENT HETEROGENE
4.1 Introduction
4.2 Méthode de modélisation
4.2.1 Modélisation de la variabilité spatiale : Discrétisation du champ aléatoire
4.2.2 Méthode de modélisation de la réponse sismique : FLAC2D
4.2.3 Comparaison entre FLAC2D et la méthode de réflectivité
4.3 Modélisation probabiliste de la réponse sismique 1D
4.3.1 Profil de sol et paramètres de l’étude de sensibilité
4.3.2 Propriétés du mouvement sismique en surface
4.3.3 Tests de convergence
4.3.4 Amplification (AF Amplification function)
4.3.5 Effet de la fonction et de la distance d’autocorrélation sur l’amplification
4.3.6 Effet de la sélection des profils de Vs
4.3.7 Effet du coefficient de variation sur Vs
4.3.8 Application à Nahr Beyrouth
4.4 Conclusions
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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