Conclusion du Chapitre 4

Les expérimentations de pluies à petite échelle, et plus particulièrement celle réalisée au glissement du Laval, ont montré la possibilité de suivre les variations de résistivité en milieux marneux naturels. Le front d’infiltration dans la zone non saturée a été imagé et des temps caractéristiques d’états hydrologiques stationnaires ont pu être déterminés. Les paramètres susceptibles de modifier la réponse électrique sont multiples et présentent des interactions complexes. Si certains paramètres sont quasiment statiques durant la période du suivi (e.g. conductivité surfacique, conductivité du squelette du sol), d’autres évoluent dans le temps (e.g. taux de saturation, résistivités électriques de l’eau d’imbibition). L’interprétation du signal électrique en termes de saturation reste donc une tâche difficile. Il convient donc d’améliorer certains aspects lors de la phase de préparation (choix du dispositif, conductivité du traceur injecté) par le biais de modèles synthétiques afin d’anticiper la réponse électrique du milieu en fonction des conditions hydrologiques et hydroélectriques initiales (Clément et al., 2009). Pour contraindre la dépendance multivariable de la réponse électrique du terrain, il s’avère tout aussi essentiel d’améliorer le suivi des variations spatiales et temporelles de paramètres comme:

• la température (e.g. mesures par fibre optique, Krzeminska et al., 2011) ;

• la conductivité de l’eau d’imbibition présente dans les pores ;

• l’intensité et la conductivité de l’eau de pluie ;

• les teneurs en eau à différentes profondeurs avec des sondes TDR préalablement étalonnées ;

• les distances inter-électrodes déterminant le coefficient géométrique utilisé dans le calcul des résistivités apparentes.

La diminution du temps d’acquisition et de l’espacement inter-électrode augmentera la résolution temporelle et spatiale des processus rapides d’infiltration. La réalisation systématique de mesures réciproques contribuera également à une meilleure évaluation des incertitudes (LaBrecque et al., 1990). Dans la procédure d’inversion, l’introduction d’informations sur la géométrie de la zone (profondeur du substratum) permettra de mieux

contraindre en profondeur les modèles de résistivité inversé (Clément et al., 2009), ceci tout en comparant plusieurs modèles inversés (Travelletti et al., 2011). Finalement, une approche 3D de tomographie de résistivité électrique s’avère nécessaire étant donné la forte hétérogénéité spatiale de l’hydrologie des glissements-coulées. Cette hétérogénéité spatiale est principalement la conséquence des différents degrés d’altération des blocs de marnes et de moraines présents dans la coulée (Malet, 2003). Un étalonnage préliminaire réalisé en laboratoire sur échantillon et une comparaison de teneurs très différentes en eau mesurées in-situ avec les résistivités électriques inversées (Schwartz et al., 2008) permettraient d’établir empiriquement une loi de conversion adaptée aux marnes noires remaniées.

Les modèles conceptuels d’écoulements de subsurfaces présentés reflètent l’importance de l’infiltration préférentielle affectant les glissements de terrain marneux dans la recharge de la nappe. Pour en tenir compte, une anisotropie de perméabilité sera introduite dans la modélisation hydro-mécanique du glissement-coulée de Super-Sauze (§ 6.2). L’effet de l’infiltration pendant la période d’expérimentation sur la cinématique de la zone sera discuté au chapitre § 5.3.2.2. Les caractéristiques hydrologiques des glissements-coulées étant présentées, nous pouvons décrire leur comportement cinématique.

5 Chapitre 5 : Caractérisation cinématique de surface (déplacement, déformation) des glissements-coulées par LiDAR et

Corrélation d’Images

5.1 Etat de l’art : cinématique des glissements-coulées

5.1.1 Techniques pour la caractérisation spatialisée de la cinématique de surface

Le suivi spatio-temporel de la cinématique constitue le premier moyen de détection et de surveillance de l’aléa glissement de terrain. Il s’avère nécessaire pour identifier la sensibilité de paramètres hydrologiques et mécaniques mesurés sur le terrain (e.g. niveaux piézométriques, pressions interstitielles) et également pour caler et valider les modèles géomorphologiques et hydro-mécaniques (Bonnard et al., 2004). C’est souvent l’unique solution adoptée dans la mise en place de systèmes d’alarme sur de grands glissements qui ne peuvent pas être stabilisés. Le choix de la technique de surveillance dépend du type de glissement, de la taille et de l’accès, des taux de déplacements, de la précision souhaitée et des contraintes économiques. Deux grands groupes de techniques se distinguent : les techniques géodésiques et les techniques de télédétection.

Les techniques géodésiques consistent à détecter des changements géométriques en mesurant des paramètres comme des angles, des distances et des variations d’altitude (Meissl & Naterop, 1995) (Table 5.1). Ces techniques nécessitent l’installation de cibles à l’intérieur et à l’extérieur du glissement dont on mesure la position à différents temps. Ils ont l’avantage d’être très précis (0.1 à 1.0 cm) avec une grande possibilité d’automatisation (Malet et al., 2002 ; Jaboyedoff et al., 2004 ; Foppe et al., 2006). De nombreux auteurs ont démontré l’efficacité du GPS différentiel pour le suivi de glissements de terrain avec une précision centimétrique indépendante de la période de la journée et des conditions météorologiques si la couverture

Objectif de la partie : Il s’agit de caractériser spatialement et temporellement la cinématique des glissements-coulées de Super-Sauze et de La Valette et de constituer une base de données de déplacements continus pour le calage et la validation des modèles hydro-mécaniques (§ 6.2).

Approche utilisée : Plusieurs méthodes ont été developpées pour dériver les champs de déplacement à partir de données acquises par scanner laser terrestre et par photogrammétrie optique terrestre en s’appuyant sur l’information complémentaire des plateformes aériennes et des levés au GPS différentiel sur le terrain.

satellitaire est suffisante (Malet et al., 2002 ; Squarzoni et al., 2005 ; Brunner et al., 2007). Cependant, les glissements-coulées peuvent montrer des vitesses de déplacement extrêmement variables dans l’espace et dans le temps en fonction des conditions locales de pente (géométrie du substratum stable, distribution des pressions interstitielles). L’information ponctuelle fournie par les techniques géodésiques rend difficilement compte de cette variabilité sans le recours à des techniques d’interpolation. De plus, les coûts d’installation et d’entretien des techniques géodésiques sont encore à l’heure actuelle élevés. Leur installation permanente est donc très souvent justifiée en cas d’un réel danger pour la population et les infrastructures. Par conséquent, une surveillance basée uniquement sur des techniques géodésiques comporte quelques inconvénients dont la plupart peut être compensée par les techniques de télédétection.

Table 5.1 – Revue et caractéristiques des principales méthodes géodésiques utilisées pour le suivi en surface de la cinématique de glissements de terrain avec leur précision respective (Malet et al., 2002).

Method Use Results Typical range Typical accuracy

Micrometer screw-level Angular displacement da 0.1 rad 4.10^-4 rad

Fissurometer

Differential movement of

compartments dD <20 mm ± 0.1 mm

Levelling vernier pole Opening of small cracks dD < 200 mm ± 0.5 mm

Short-base extensometer Opening of cracks dD 25–450 mm ± 0.1 mm

Invar distance-meter Displacements of moving targets dD Up to 40 m ± 0.1 mm

Wire extensometer Displacements of moving targets dD Up to 100 m ± 0.5 mm

Tacheometric level Variation of altitude dZ Variable 20 mm

Electro optic distance-meter Displacements of moving targets dD 1– 10 km 7 mm ± 1–5 ppm

Geodetic station Displacements of moving targets dX, dY, dZ 1– 10 km 3 mm ± 1–5 ppm

GPS Displacements of moving targets dX, dY, dZ Baseline < 20 km 1 – 2 mm

Les techniques de télédétection se basent sur les propriétés des ondes électro-magnétiques et de leurs interactions avec la matière, fournissant ainsi des informations variées sur les propriétés géométriques et physico-chimiques de la surface (Vosselman & Mass, 2010). Elles sont particulièrement intéressantes pour obtenir une information spatialement distribuée, tout en s’affranchissant de la présence d’un opérateur sur le site. Un récent état de l’art dressé par Delacourt et al. (2007) relève qu’actuellement trois grandes catégories de techniques sont utilisées pour le suivi en surface de la cinématique de glissements de terrain : l’interférométrie radar à synthèse d’ouverture (Interferometric synthetic Aperture Radar – InSAR), le scanner laser ou LiDAR (Light Detection and Ranging) et la photogrammétrie optique. Une revue détaillée de l’application de l’InSAR est présentée dans Hanssen (2001) et Luzi (2010). Pour les techniques de scanner laser et de photogrammétrie optique le lecteur peut se référer au chapitre § 2.1. Ces techniques peuvent être opérationnelles depuis des plateformes satellitaires, aériennes ou terrestres. Elles permettent de détecter la présence de glissements par discrimination des parties stables des parties instables et de cartographier des secteurs dans le corps du glissement avec différentes cinématiques. Elles permettent également d’analyser le champ de déformation affectant les glissements (Casson et al., 2005 ; Teza et al., 2008 ; Oppikofer et al., 2008).

La diversité des capteurs offre la possibilité de travailler à partir de supports d’échelles spatiales et temporelles variées. Durant cette dernière décennie, le développement des plateformes terrestres a fourni de nombreux avantages par comparaison aux plateformes satellitaires et aériennes. La géométrie et la fréquence d’acquisition sont adaptables à tout type d’environnement. De plus, l’installation permanente des plateformes terrestres permet de suivre les déplacements en continu (Casagli et al., 2004 ; Delacourt et al., 2007). Elles ont cependant le désavantage d’avoir un recouvrement spatial plus faible et moins homogène que les plateformes aériennes et satellitaires (Corsini et al., 2006). La caractérisation exhaustive de la cinématique d’un glissement de terrain ne peut donc être effectuée qu’en couplant des mesures acquises par différentes plateformes et capteurs aux techniques géodésiques classiques.

La capacité de détection et de suivi d’un glissement de terrain dépend principalement de la résolution spatiale des images en relation avec la taille de l’objet géologique (Delacourt et al., 2007). Dans ce travail, plusieurs types de techniques d’imagerie de résolution différente ont été utilisés, chacune ayant sa résolution propre. La Figure 5.1 donne un ordre de grandeur des périodes d’acquisition minimales permettant de détecter des

déplacements significatifs dans les glissements-coulées de La Valette et de Super-Sauze en fonction de la zone du glissement suivie pour chaque technique utilisée dans ce travail.

Ce travail de thèse se focalise essentiellement sur les capacités du scanner laser terrestre et de la photogrammétrie optique terrestre pour la caractérisation cinématique de glissements-coulées en s’appuyant sur l’information complémentaire des plateformes aériennes laser et photogrammétrique et des levés au GPS différentiel sur le terrain. L’application de ces techniques et des méthodes associées dans ce travail constitue une nouvelle avancée dans le suivi des glissements-coulées. Ce travail présente notamment les résultats d’une des premières applications du scanner laser terrestre pour des glissements de type coulées. A travers les exemples de Super-Sauze et de la Valette, plusieurs méthodes originales sont développées pour dériver le champ de déplacement à partir de nuages de points. En parallèle, cette partie évalue la capacité de la photogrammétrie optique terrestre au suivi de glissements-coulées. Cette technique peu coûteuse reste pourtant peu utilisée pour l’étude cinématique des glissements de terrain. L’information extraite de ces techniques ont contribué à enrichir la connaissance des mécanismes des glissements-coulées, à caler et valider les modèles hydro-mécaniques de Super-Sauze (§ 6.2). L’état des connaissances des glissements-coulées de Super-Sauze et de La Valette est présenté ci-après.

Figure 5.1 – Période d’acquisition minimale permettant de détecter des déplacements significatifs dans les glissements-coulées de Super-Sauze et de La Valette pour les techniques utilisées dans ce travail : système de positionnement global (GPS), scanner laser terrestre (TLS), photogrammétrie optique terrestre (TOP), scanner laser aéroporté (ALS) et photogrammétrie optique aéroportée (AOP).

5.1.2 Connaissances antécédentes de la cinématique de surface du glissement-coulée de Super-Sauze

De 1996 à 2007, les déplacements de surface de la coulée ont été déterminés à partir d’un réseau de surveillance topométrique, extensométrique et GPS (Maquaire et al., 2001 ; Malet et al., 2002). Plusieurs générations de cibles topométriques ont été implantées pour suivre le recul de l’escarpement principal et quantifier les déplacements (Weber, 1993 ; Weber, 2001 ; Malet, 2003 ). La cinématique de la coulée a également fait l’objet d’une étude photogrammétrique par couples stéréoscopiques de photographies aériennes de 1956, 1971, 1978, 1982, 1988, 1995 et 2000 pour produire des MNTs à précision horizontale de 2 à 7 m et à précision verticale de 1 m (Weber & Herrmann, 2000). Les MNTs différentiels et la comparaison temporelle des photographies aériennes ont permis de déterminer la cinématique à long terme de la coulée. La progression du glissement-coulée depuis son déclenchement dans les années 1960 jusqu’à son état actuel est exhaustivement décrite par Weber & Herrmann (2000) et Malet (2003). Le glissement-coulée est caractérisé par deux phénomènes morphologiques majeurs que sont (i) le recul lent de l’escarpement principal par éboulements et chutes de blocs dans la zone d’ablation et (ii) l’extension en aval du corps de la coulée (zones de transit et d’accumulation).

5.1.2.1 Cinématique de la zone d’ablation

La photographie aérienne et le MNT de 1956 révèlent la présence d’une faille orientée Sud Ouest-Nord Est correspondant à la limite entre la zone de badlands et le replat supérieur (position du glacier rocheux) au-dessus du glissement-coulée. Cette faille est bien repérable sur le terrain (Figure 5.2 A). Une faille normale orientée Sud Sud Est - Nord Nord Ouest dans l’axe du bassin torrentiel a également été identifiée par l’analyse de l’agencement structural du bassin torrentiel. Elle recoupe la faille précédente, divise l’escarpement principal en deux parties (Est et Ouest) et se prolonge sous le glacier rocheux de la Goutta (Maquaire et al., 2001 ; Malet, 2003). Cette faille recoupe un synclinal inversé dont la stratification est subparallèle au flanc Est de l’escarpement principal. Elle favorise l’extension de l’escarpement vers le Sud Sud Ouest. Ce réseau de failles régionales offre une prédisposition structurale à la rupture, la source de La Goutta alimentée par le glacier rocheux en amont est probablement une deuxième cause de la formation de l’escarpement principal. Des glissements structuraux plus superficiels accompagnent la déstabilisation profonde de l’ensemble du massif (Malet et al., 2002).

Figure 5.2 - Configuration structurale de la zone d’ablation du glissement-coulée de Super-Sauze, A) photographie en direction du Sud et représentation des principales structures (juillet 2007), B) coupe parallèle à la faille Sud Sud Est – Nord Nord Ouest avec représentation schématique de l’évolution de la coulée (adapté de Malet, 2003), C) rupture en dièdre sur la paroi Est de l’escarpement principal (Malet, 2003).

L’escarpement principal est régulièrement affecté par des chutes de blocs et des éboulements impliquant des volumes de quelques décimètres cubes à plusieurs milliers de mètres cubes (Weber & Herrmann, 2000 ; Malet, 2003). La Figure 5.2 B résume schématiquement l’évolution de la coulée dans la zone d’escarpement depuis la rupture. Entre 1971 et 1978, un premier éboulement important est recensé dans la partie Est de l’escarpement principal. Les dépôts sont ensuite mobilisés en coulées boueuses remplissant progressivement le fond des ravines. Entre 1978 et 1982, un éboulement plus important affecte la partie Nord de l’escarpement dans le prolongement de la faille principale Sud Ouest - Nord Est. Un troisième éboulement se produit entre 1988 et 1995 dans la partie Ouest de l’escarpement, il met en évidence un plan de glissement subvertical correspondant probablement à une discontinuité majeure dans cette partie de l’escarpement. En plus de ces éboulements à forts cubages (de l’ordre du millier de mètres cubes), des chutes de blocs isolées se produisent régulièrement durant l’année (Figure 5.2 C). Ces apports de matériaux chargent le replat supérieur et approvisionnent rapidement le corps du glissement-coulée. Le recul de l’escarpement principal entre 1971 et 1995 atteint environ quarante mètres. Son extension en amont s’est ensuite ralentie à partir de 1997, date à laquelle un éboulement avait emporté une cabane de berger. La zone d’ablation a tendance à se vidanger rapidement dû à la progression continue de la coulée en aval. Dans la zone d’ablation, la direction des déplacements est relativement indépendante de la géométrie de l’ancienne topographie actuellement recouverte par les matériaux provenant de l’escarpement principal.

Afin de déterminer les mécanismes cinématiques de la rupture affectant l’escarpement principal, une étude structurale a été effectuée sur le terrain (Malet, 2003). Quatre familles de discontinuités y sont distinguées :

• La famille 1 regroupe la stratification S et la schistosité principale S1 à agencement subparallèle dont l’azimut et pendage sont de 270°/75° à l’Est de la faille Sud Sud Est – Nord Nord Ouest. Cette famille plonge ensuite vers N130° plus à l’Est. Le fait que S1 soit parallèle à S indique que l’escarpement principal se situe dans un flanc du synclinal inversé. A l’Ouest de la faille Sud Sud Est –Nord Nord Ouest, l’azimut et pendage de S et S1 sont de 230°/20°;

• La famille 2 correspond à des joints argileux persistants à espacements décimétriques plus ou moins parallèles à la stratification ;

• Les familles 3 et 4 représentent deux séries de diaclases D1 (170°/85°) et D2 (020°/70° et 050°/30°-70°) à filons de calcite néoformés, épais de 1 à 3 cm à espacements décimétriques.

Les parties Est et Ouest de l’escarpement ne présentent aucune similarité structurale à cause de la présence de la faille Sud Sud Est – Nord Nord Ouest. La partie Est de l’escarpement est le secteur le plus favorable à des ruptures en dièdre d’axe de propagation d’environ 308°/51°, 262°/53° et 339°/23° correspondant à l’intersection des diaclases D2 avec la famille 1 et de la famille 2 avec la famille 1 (Figure 5.2 C). Le recul principal de la couronne s’effectue dans ce secteur (Malet, 2003). Les volumes mobilisés par les glissements dièdres peuvent atteindre 20 à 40 m³. L’agencement structural de la partie Ouest de l’escarpement est peu propice au décollement de dièdres (Malet, 2003). Des éboulements en masse importants sont toutefois possibles dans cette zone (Weber & Herrmann, 2000).

5.1.2.2 Cinématique des zones de transit et d’accumulation

Les matériaux de la zone d’ablation sont rapidement altérés en une matrice silteuse englobant des blocs de marnes et de moraines. Ces matériaux sont emportés en aval dans le corps de la coulée et recouvrent progressivement l’ancienne topographie. La coulée est compartimentée en secteurs allongés et étroits, en relation directe avec l’ancienne topographie. De manière générale, les taux de déplacement en surface sont importants et hétérogènes sur l’ensemble de la coulée. L’amplitude des déplacements diminue de l’amont vers l’aval et du centre vers les bords (Malet, 2003) (Figure 5.3 A, B). Cette distribution spatiale des déplacements a également été mise en évidence par corrélation d’images SPOT entre 2003 et 2004 (Thomas, 2006). La coulée s’engouffre actuellement dans un talweg dont la largeur diminue en aval, limitant ainsi son expansion latérale et augmentant son épaisseur (Weber & Herrmann, 2000).

Les vitesses annuelles moyennes varient de 0.002 à 0.03 m.jour^-1 et peuvent atteindre des maxima de 0.4 m.jour^-1. Les déplacements montrent une forte dépendance saisonnière qui se caractérise par deux périodes d’accélération au printemps et en automne suivies de deux périodes plus calmes en été et en hiver. Le maximum des déplacements journaliers est systématiquement atteint pendant la période de fonte du manteau

neigeux entre la avril et la juin et pendant la période des pluies d’automne vers la octobre et mi-novembre (Malet et al., 2009). En été, pendant le drainage général de la nappe, les vitesses diminuent mais ne s’annulent pas ; le matériau continue à s’écouler sous l’influence de la gravité (Malet, 2003). Les fluctuations du niveau piézométrique sont corrélées avec les taux de déplacements sur l’ensemble de la coulée. Cependant la position du niveau piézométrique dépend des conditions locales. Les pressions interstitielles les plus élevées sont localisées dans la partie la plus active du glissement à proximité de la crête stable in situ. En période de nappe basse, la vitesse moyenne des déplacements est réduite d’un facteur 100 (0.20 m.jour^-1 en période de nappe haute ; 0.02 m.jour^-1 en période de nappe basse) (Malet, 2003).

Figure 5.3 – Comportement cinématique du glissement-coulée de Super-Sauze (adapté de Malet, 2003), A) carte morphologique avec les vecteurs de déplacement de la période 1996-2000, B) carte produite par interpolation des vitesses moyennes sur la période 1996-2003.

5.1.3 Connaissances antécédentes de la cinématique de surface du glissement-coulée de La Valette

Les déplacements de surface de la coulée de La Valette ont été déterminés à partir de mesures ponctuelles au ruban décamétrique et d’un réseau de surveillance topométrique au tachéomètre par le service RTM depuis 1993 à une fréquence de mesures mensuelle. En parallèle, un profil transversal de suivi des déplacements a été mis en place en 1988 à proximité de la route menant aux fermes de Serre (profil ‘’Charun’’). Un réseau de surveillance GPS levé trois fois par année a également été installé entre 2000 et 2002 (Squarzoni et al., 2005). A partir de la fin des années 90, différentes techniques de télédétection ont été appliquées. La cinématique du glissement-coulée a été analysée par photo-interprétation (Le Mignon, 2004), par corrélation de photographies aériennes IGN (Casson, 2004) (Figure 5.5 A), par corrélation d’images SPOT (Thomas, 2006 ; Delacourt et al., 2007 ; Le Prince et al., 2008) (Figure 5.5 B) et par interférométrie radar (Vietmeier et al., 1999 ; Squarzoni et al., 2003). Les conclusions principales de ces études sont résumées ci-après.

5.1.3.1 Cinématique de la zone d’ablation

Depuis le déclenchement du glissement-coulée en 1982, l’escarpement principal a subi une évolution régressive importante d’environ 150 m en 25 ans. Cette zone, constituée de plusieurs unités décamétriques à hectométriques glissées, est caractérisée par un réseau de fractures d’extension disposées en arc de cercle autour de la couronne (Figure 5.4 A, B). Ces fractures sont actuellement suivies par le service RTM au moyen de repères topographiques installés sur la crête de Soleil Bœuf et sur la zone en mouvement pour mesurer

Depuis le déclenchement du glissement-coulée en 1982, l’escarpement principal a subi une évolution régressive importante d’environ 150 m en 25 ans. Cette zone, constituée de plusieurs unités décamétriques à hectométriques glissées, est caractérisée par un réseau de fractures d’extension disposées en arc de cercle autour de la couronne (Figure 5.4 A, B). Ces fractures sont actuellement suivies par le service RTM au moyen de repères topographiques installés sur la crête de Soleil Bœuf et sur la zone en mouvement pour mesurer