Caractérisations rhéologiques et géophysiques de l’argile du Trièves

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L’argile : une roche

La grande majorité des argiles sont d’origine sédimentaire provenant de la dégradation de roches mères silicatées. Dans une moindre mesure elles peuvent venir de processus d’altération ou hydrothermaux (dans les rides médio océaniques). Les argiles elles-mˆemes peuvent se diﬀé-rencier en d’autres argiles si les conditions du milieu évoluent. De manière beaucoup plus rare, les argiles peuvent venir d’une néoformation (généralement le cas des argiles fibreuses).
Dans les milieux naturels les argiles se présentent souvent sous forme d’argilite, c’est à dire des argiles consolidées parmis lesquelles on distingue les argiles litées si le dépˆot argileux s’est fait par couches successives (ou varvées lorsqu’un double cycle périodique annuel est observé) (figure 1.1a) ou les argiles schisteuses si elles présentent une schistosité due à un métamor-phisme (figure 1.1b). Les marnes sont des argiles carbonatées (figure 1.1c), dont le nom peut ˆetre extrapol´ avec d’autres roches plus spécifiques qui les composent : les marnes à dolomites ou marnes à gypse par exemple.
La taille des particules est un paramètre déterminant de la définition des argiles. Cependant il n’existe l`a encore aucune valeur limite précise. En géoscience (en géotechnique en particulier) l’échelle de Wentworth est souvent utilisée avec une taille définie de particules inférieures à 4µm bien que la plupart des échelles définissent comme argiles les particules inférieures à 2µm (comme l’échelle SCCS : Système canadien de classification des sols, USDA : United States Department of Agriculture ou encore USCS : Unified Soil Classification System). Dans les sciences des collo¨ıdes, les argiles sont souvent limitées à des particules inférieures à 1µm (Bergaya et al. (2006)).
La deuxième particularité importante des argiles est leur propriét´ plastique (pour une cer-taine teneur en eau) c’est à dire leur capacité à se déformer sans rupture si une contrainte leur est appliquée et de conserver leur forme lorsque la contrainte est arrˆetée.
Les argiles sont également reconnues pour leur grande capacité d’absorption aqueuse (de mˆeme qu’une grande imperméabilité) grˆace à leurs structures minérales. Il est donc nécessaire d’étudier les argiles en tant que minéraux.

L’argile : des minéraux

Les minéraux argileux sont organisés en deux types de couches moléculaires : une couche tétraédrique (T) silicium-oxygène (SiO4) et une couche octaédrique (O) aluminium-hydroxyde (Al(OH)6) avec des substitutions isomorphiques d’atomes fréquentes du silicium et de l’alumi-nium par le magnésium (Mg) et le fer (Fe) principalement. Ces deux couches s’attachent par la mise en commun d’atomes d’oxygène et d’hydroxydes formant ainsi des feuillets, eux-mˆemes séparés par un espace dit interfoliaire. On distingue deux types de structures principales de feuillets : une couche tétraédrique superposée à une couche octaédrique (TO ou 1 :1 ; figure 1.2a, c), ou deux couches tétraédriques recouvrant une couche octaédrique (TOT ou 2 :1 ; figure 1.2b, d). Le déficit de charge positive lors des substitutions partielles du silicium, de l’aluminium ou du magnésium est compens´ par l’insertion de cations dans les espaces interfoliaires. Cette orga-nisation structurale donne à certaines argiles des propriétés de gonflement par l’agrandissement de ces espaces grˆace à l’incorporation de ces cations hydratés (N a+, Ca2+, K+, etc.). La capa-cité à adsorber un nombre important de cations est également liée à la surface spécifique que possèdent les argiles (Leroy et al. (2007)). Cette surface spécifique est liée à l’ordonnancement des feuillets du réseau cristallin.
La propension des argiles à adsorber des cations est donc principalement déterminée par le couplage de (1) leur surface spécifique totale (exprimée en m2/g) et (2) de leur CEC (capacité d’échange cationique, exprimée en cmol/kg représente la concentration molaire de cations de substitution nécessaire pour ’neutraliser’ 1kg d’argile).
Les familles d’argiles célèbres
Les argiles sont de natures diverses, les familles ou groupes les plus répandus sont les suivants :
– La kaolinite (étymologiquement du Chinois signifiant Hautes collines) est une argile à feuillets neutres de type TO (figure 1.2c). Elle se forme dans les zones tropicales o`u les sols sont bien drainés au pH acide. Les feuillets sont généralement bien ordonnés dans le réseau cristallin (figure 1.2a).
– Les illites (découvertes en 1937 dans l’Etat de l’Illinois, USA) de structure TOT, sont assez proches des micas et d’autres silicates dont elles sont issues. Il y a quelques sub-stitutions de Si par Al dans la structure tétraèdrique (atome X dans la figure 1.2) mais également de Al par Mg ou Fe dans la structure octaédrique (atome Y).
– Les smectites dont fait partie la montmorillonite (étymologiquement vient de Montmorillon, une localité dans la Vienne, France) est de type TOT également (figure 1.2b c). Elles se forment dans des sols mal drainés alcalins. Il y a quelques substitutions de Al par Mg (atome X dans la figure 1.2). Le désordonnement cristallin des feuillets et leurs charges modérées facilitent l’éloignement des unes par rapport aux autres (l’espacement peut passer de 10A à 18A, figure 1.2d) favorisant l’adsorption de cations hydratés mais également de molécules organiques plus imposantes. Ces phénomènes physico-chimiques apportent à ces argiles un fort caractère gonflant. Ces propriétés sont largement utilisées dans l’industrie, la bentonite (son nom venant de Fort Benton dans le Wyoming, USA) étant la plus célèbre.
– Les chlorites (nommées par leurs couleurs, chloros signifiant ’vert’ en grec) sont généra-lement proches du mica noir dont elles sont issues. La structure des chlorites est également de forme TOT (avec une substitution partielle de l’Al par du Fe), cependant l’espace inter-foliaire contient une couche supplémentaire d’hydroxyde (souvent associée au magnésium).
– La vermiculite (du latin Vermiculus signifiant ’petit vers’, en allusion à son exfoliation au chauﬀage) est proche des chlorites ou des illites minéralogiquement mais montre des propriétés gonflantes semblables aux smectites.
– La laponite est une argile de synthèse souvent utilisée dans l’industrie. Non naturelle, elle ne rentre donc pas dans le critère de roche argileuse tel que défini actuellement (1.1). De structure (TOT), elle est utilisée comme agent rhéologique industriel (dans la production de nanocomposites par exemple).
Les propriétés de surface spécifique totale ainsi que de capacité d’échange cationique ex-pliquent la propension des argiles aux gonflements. Par exemple, la kaolinite a une surface totale spécifique d’environ 10-30 m2/g pour une CEC entre 5 cmol/kg et 15 cmol/kg alors que les argiles gonflantes comme les smectites ou les vermiculites ont une surface totale spécifique envi-ron 8 fois plus importante (700-800 m2/g) pour une CEC 10 fois plus grande (80-150 cmol/kg) (Morel et al. (1996)).
Les minéraux argileux peuvent ˆetre composés de plusieurs types de feuillets et d’espaces in-terfoliaires diﬀérents, on parlera alors d’argiles minérales interstratifiées.
Méthode d’analyse des minéraux argileux
Afin de connaitre la composition minérale d’une roche argileuse, la diﬀraction de rayon X (DRX) est la méthode la plus communément pratiquée (Huﬀ (1974) ; Moore et al. (1989) ; Djéran-Maigre et al. (1998)). Utilisé pour tout corps cristallisin, ce procéd´ permet d’envoyer un rayon X (de longueur d’onde de mˆeme taille que les distances interatomiques, λ ≈ 0.17nm) qui se diﬀracte et se réfléchit sur les multiples feuillets superposés de l’argile par diﬀusion de Rayleigh (ré-émission d’onde electromagnétique d’un atome par stimulation d’une première onde incidente). Bien que la réflexion se produise dans toutes les directions de l’espace, il existe une direction o`u les ré-émissions seront en phase en produisant une interférence constructive suﬃsamment intense pour ˆetre mesurée créant ainsi des pics de diﬀractions déterminés par la loi de Bragg : 2d sin δ = N • λ (1.1) o`u d est la distance interréticulaire (entre deux plans cristallographiques), δ est le demi-angle de déviation (l’angle entre le rayon incident et le rayon ré-émis divisé par deux), N est l’ordre de réflexion et λ la longueur d’onde des rayons X. A chaque minéral correspond une distance interréticulaire qui peut ˆetre utilisée pour l’identification. Le calcul se faisant par diﬀérence de phase, il est nécessaire de faire attention aux harmoniques des pics de diﬀraction (aux modulo 2π près) qui représentent des minéraux identiques. Les diﬀérentes hauteurs des pics de diﬀraction de chaque minéral donnent une idée approximative de leur quantité relative dans le matériau.

Les interactions argileuses en suspension

Les forces interparticulaires au sein d’une suspension argileuse sont dominées par des phéno-mènes électriques liés aux caractéristiques spécifiques de leurs minéraux (Ragouilliaux (2007)). D’après la théorie DLVO (acronyme dériv´ du nom de leurs auteurs : Derjaguin, Landau, Verwey et Overbeek ; Verwey and Overbeek (1999)), deux types d’énergie potentielle antagonistes sont susceptibles de prédir l’attraction ou la répulsion entre deux surfaces en fonction de la distance qui les sépare :
– les forces répulsives électrostatiques naissant par la création d’une double couche ionique à la surface des particules qui va tendre à abaisser son potentiel électrostatique en fonction de la distance (figure 1.3a). Elles dépendent du type de cations compensateurs et de la force ionique du fluide (Ragouilliaux (2007)).
– les forces attractives de type Van der Waals dont la portée peut aller des distances ato-miques jusqu’`a des distances collo¨ıdales (figure 1.3b). Ces forces naissent d’une particule dipolaire induisant instantanément sur sa voisine un moment dipolaire invers´ créant ainsi une interaction attractive. Elles sont à l’origine du phénomène de floculation pouvant se traduire par une agglomération particulaire.
Le profil d’intéraction totale DLVO est donc issu de l’addition de ces deux interactions (fi-gure 1.3c). Deux puits de potentiels attractifs sont définis pour les très courtes et les très longues distances (φmin1 et φmin2). Entre les deux, le puits de potentiel φmax montre une dominance des eﬀets répulsifs.
De plus, le comportement des particules argileuses est influenc´ par tous les types de phéno-mènes physico-chimiques susceptibles de faire varier ces interactions : la nature de l’eau porale (sa concentration ionique), l’écoulement hydraulique, le pH, la température etc.

Caractérisations géotechniques des argiles

La plasticité des roches argileuses est une propriét´ fondamentale du matériau à changer sa forme sans rupture sous l’action d’une force et qui la conserve lorsque celle-ci est arrˆetée (Andrade et al. (2011)). En géotechnique, les mesures des limites d’Atterberg sont une fa¸con commune, rapide et peu onéreuse pour définir la plasticité des argiles. Elle consiste à déterminer la limite de plasticité (LP) et celle de liquidité (LL) qui représentent les seuils des valeurs de teneur en eau pour lesquels le comportement passera respectivement de l’état solide à l’état plastique et de l’état plastique à l’état liquide. Un sol plastique est souvent défini par son indice de plasticité (Ip) qui est égal à la diﬀérence des deux précédentes limites Ip = LL − LP (figure 1.4a).
Mesures expérimentales de LL et LP
Les méthodes de mesure de plasticité sont diverses, cependant l’appareil de Casagrande et le pénétromètre `a cˆone sont les plus utilisés pour mesurer la limite de liquidité (Cornforth (2005)). L’appareil de Casagrande définit la limite de liquidité par la mesure de la teneur en eau pour laquelle une entaille est refermée sur 10mm après 25 chocs répétés d’un morceau d’argile etalé sur une coupelle (illustré à la figure 1.4b (I)). Pour mesurer la limite de plasticité, un fin rouleau est fa¸conné à la main (figure 1.4b (II)) et la limite est définie par la teneur en eau pour laquelle le rouleau se fissure (`a expériences en teneur en eau décroissante).
D’autres méthodes de mesure de plasticité sont également employées comme celle de Pfeﬀer-kon, les rhéomètres capillaires et les rhéomètres à couple (Andrade et al. (2011)). Les photos de la figure 1.4c montrent qualitativement la diﬀérence comportementale lors d’un test de pénétra-tion d’une argile (I) au-dessous du seuil de plasticité (état solide) avec la formation de fissures et (II) au dessus.
Principaux facteurs influen¸cant la plasticité
La plasticité est fortement influencée par la composition minérale du sol (Andrade et al. (2011) ; Grabowska-Olszewska (2003) ; Tiwari and Ajmera (2011) ; Guggenheim and Martin (1995)), en raison de sa capacité `a interagir avec les solutions ionisées (Schmitz et al. (2004), Grabowska-Olszewska (2003)). Dans la littérature, deux argiles aux structures minéralogique-ment antagonistes sont souvent comparées : la kaolinite (non gonflante au CEC faible) et les smectites (usuellement la bentonite ou la montmorillonite, très gonflantes, au CEC fort).
Sur la figure 1.5a sont reportés les résultats des limites d’Atterberg (Ip en fonction de LL) mesurées avec deux appareils de mesure diﬀérents : l’appareil de Casagrande et le pénétromètre à cˆone pour des mélanges argileux de kaolinite et de montmorillonite à diﬀérentes proportions. Plus la concentration en montmorillonite est importante et plus la limite de liquidité est haute, indiquant une plasticité forte. On notera que les deux protocoles de mesure donnent des résultats quasi-identiques.
La nature et la concentration des ions présents en solution sont également des facteurs importants impactant la plasticité. La figure 1.5b montre l’impact que peut avoir la concentra-tion de cations sur la limite de liquidité d’une argile de type bentonite : plus la concentration de cations (Ca2+ K+ ou N a+) est importante et plus la limite de liquidité LL diminue.
La température peut jouer également un rˆole non négligeable suivant le type d’argile. La fi-gure 1.5c montre les variations de LL pour quatre argiles de composition (kaolinite-montmorillonite) diﬀérentes en fonction de la température. Son impact sur les variations de LL est d’autant plus important que le taux d’argile de type gonflant est grand.
Les limites d’Atterberg ne sont pas suﬃsantes pour comprendre le comportement du matériau en réponse à diﬀérentes contraintes ou déformations appliquées. La rhéologie est alors indispensable pour formaliser ces comportements.

Rhéologie des fluides complexes, cas de l’argile

Le terme de rhéologie a et´ formulé la première fois par Eugène Cook Bingham en 1920 (1878-1945). Etymologiquement la rhéologie vient du grec : étude (logos) de l’écoulement (rheo). Elle est née de la nécessit´ de comprendre le comportement complexe de matériaux, à la frontière entre les états solide, plastique et liquide et de définir des lois constitutives reliant les déformations, les contraintes et leurs dérivées temporelles (taux). Cette discipline née au début du XXeme siècle afin de mieux déterminer le comportement de matériaux pour des processus industriels (plastique, caoutchouc, peinture etc.) s’est transformée rapidement en une science à part entière.
Bien que les travaux de Poiseuille et de Couette dans la deuxième partie du XIXème siècle aient formalisé la définition de viscosité (η, en Pa.s) comme l’élément de proportionnalité entre une contrainte appliquée (τ , en Pa) sur un fluide et son taux de déformation (γ˙, en s−1) : τ =ηγ˙, (1.2) Newton avait déj`a exprim´ ce concept de fa¸con intuitive plus d’un siècle auparavant. L’aspect intuitif de la viscosité peut se traduire par le frottement interne, couche sur couche d’un fluide lorsque celui-ci s’écoule par cisaillement. Conceptuellement, la viscosité est une analogie aux travaux contemporains de Newton sur l’élasticit´ des solides menés par Robert Hooke. La loi qui porte désormais son nom exprime que, pour un solide élastique, la contrainte de traction (σ) est proportionnelle à la déformation (ǫ) dont le coeﬃcient de proportionnalité est le module de Young (E, exprim´ en Pa).

Cisaillement simple et viscosité

Le cisaillement simple d’un fluide est réalis´ en le pla¸cant entre deux plans dont l’un est immobile et le second se déplace parallèlement au premier grˆace à une force F. Le fluide étant considér´ comme une superposition de couches adjacentes infiniment fines, la force induit sur ces surfaces une contrainte de cisaillement déformant le fluide par un mouvement laminaire de proche en proche, sans transfert de matière, de la plaque mobile à la plaque statique. Si l’on considère trois surfaces adjacentes S1, S2 et S3 (figure 1.6b ; la quantité de mouvement qu’une surface transmet à une autre sont de mˆemes couleurs) : la surface S2 est mˆue à la fois par la transmission de la quantité de mouvement de S1 (en rose, qui l’accélère) et S3 (en marron, qui la freine) (figure 1.6).

Techniques expérimentales

Les rhéomètres induisent un mouvement cisaillant rotatif. Le fluide etudi´ est placé entre deux pièces coaxiales dont l’une est immobile (le stator) et l’autre mobile (le rotor), toutes les deux espacées d’une longueur e appelée ’entrefer’ (ou gap). Les mesures de viscosité sont réalisées entre ces deux pièces soit à contrainte imposée (par l’intermédiaire d’un couple dicté au rotor C ), auquel cas le taux de cisaillement est mesur´. La mesure peut également ˆetre faite à taux de cisaillement fixé (par l’intermédaire d’une vitesse angulaire Ω commandée au rotor), auquel cas c’est la contrainte qui est mesurée. Les trois géométries de rhéomètres rotatifs les plus connues et utilisées sont :
– La géométrie plan-plan (figure 1.7a) comprend une embase plane circulaire statique (stator) et un disque équivalent au dessus et parallèle à cette dernière qui est mobile. L’avantage de ce dispositif est que son entrefer est modifiable (du dizième de millimètre au millimètre) permettant ainsi de mesurer des pˆates ou des gels `a concentration solide variable.
– La géométrie cˆone-plan (figure 1.7b) comprend une embase plane immobile et un cˆone comme rotor (tronqué pour éviter les frottements entre sa pointe et le stator), la pointe fictive devant se trouver à la surface de ce dernier. L’avantage de ce type de géométrie est que les profils de vitesse sont identiques le long de r (le profil le plus proche de l’écoulement simple de la figure 1.6). L’inconvénient de cette géométrie est qu’il est impossible de faire varier la taille de l’entrefer.
– Les géométries Couette (figure 1.7c) sont composées d’une paroi cylindrique creuse à l’intérieur de laquelle vient se placer un deuxième cylindre. Le fluide est placé dans l’entrefer entre les deux parois des deux cylindres. Dans la géométrie de Couette deux configurations de mesure sont possibles : la paroi extérieure est mobile et laisse le cylindre central mesurer le couple, ou bien le cylindre interne tourne et réalise également la mesure. Cette géométrie est la seule des trois pouvant étudier les matériaux de viscosité très faible (qui s’écouleraient sur les bords pour les deux géométries précédentes).
La température pouvant influencer de manière importante la viscosité, tous ces dispositifs peuvent ˆetre thermorégulés (généralement par une circulation d’eau a température fixée aux niveaux des parois extérieurs du système).

Comportements des fluides non-newtoniens

Les fluides non-newtoniens montrent une relation non linéaire entre la contrainte et le taux de cisaillement. La viscosité n’est pas constante et varie en fonction du taux de cisaillement mais également en fonction du temps. Nous verrons tout d’abord leur comportement en régime permanent puis leur variation temporelle.

Comportement en régime permanent

Les fluides rhéofluidifiants (shear thinning ) et rhéoépaississants (shear thickening )
Les fluides rhéofluidifiants sont caractérisés par une viscosité qui diminue lorsque le taux de cisaillement augmente. Des exemples usuels sont le sang, les shampoings, les encres d’imprime-rie, les colles, les ciments. Leur glissement relatif plan sur plan est probablement favorisé par l’alignement des molécules, des ruptures des liaisons de type Van der Waals etc.
A l’inverse, les fluides rhéoépaississants ont une viscosité qui augmente avec le taux de cisaille-ment (Barnes (1989)). Ce comportement, beaucoup plus rare, concerne par exemple l’amidon de ma¨ıs, les suspensions micrométriques de craie ou de quartz etc. Ce phénomène s’observe dans les collo¨ıdes par la formation d’un réseau crisallin ou agrégat lorsque ceux-ci sont soumis à une forte énergie cinétique (Bender and Wagner (1996)).

Table des matières

Introduction
I état de l’art et méthodologie
1 Caractéristiques et comportement des argiles
1.1 Les Argiles
1.1.1 L’argile : une roche
1.1.2 L’argile : des minéraux
1.1.3 Les interactions argileuses en suspension
1.1.4 Caractérisations géotechniques des argiles
1.2 Rhéologie des fluides complexes, cas de l’argile
1.2.1 Cisaillement simple et viscosité
1.2.2 Comportements des fluides non-newtoniens
1.2.3 Cisaillement oscillatoire et viscoélasticité
1.2.4 Rhéologie des fluides réels
1.2.5 Synthèse des essais rhéomètriques sur les argiles (figure 1.16)
1.3 Caractéristiques des argiles du Trièves
1.3.1 Histoire du Trièves
1.3.2 Granulométrie et minéralogie des argiles du Trièves
1.3.3 Caractéristiques géotechniques et rhéologiques des argiles du Trièves
1.4 Conclusion sur la rhéologie des argiles
2 Glissements de terrain argileux
2.1 Classification des mouvements de terrain
2.2 Les glissements-coulées et leur rhéologie
2.2.1 Modèle viscoplastique et théorie de Coulomb
2.2.2 Exemples de glissement-coulées
2.3 Méthodes de reconnaissance
2.3.1 Propriétes du sol et méthodes géophysiques
2.3.2 Tomographie electrique
2.3.3 Vitesse des ondes sismiques
3 Vs : Vs(z) et suivi temporel 68
3.1 Utilisation des ondes de volume
3.1.1 Méthodes et exemples
3.2 Inversion des ondes de surface
3.2.1 Caractéristiques des ondes de Rayleigh
3.2.2 Rappel historique
3.2.3 Des ondes de Rayleigh au modèle Vs(z)
3.2.4 Méthode passive
3.2.5 Vs et dégradation d’un glissement de terrain
3.3 Inversion de la fonction de Green
3.3.1 Définition d’un champ d’ondes diffus
3.3.2 Analogie avec le retournement temporel
3.3.3 Influence de la localisation des sources
3.3.4 Historique : illustration pour la tomographie passive
3.4 Suivi temporel
3.4.1 Méthodes
3.4.2 Exemple
II Caractérisations rhéologiques et géophysiques de l’argile du Trièves
4 Transition solide-liquide de l’argile du Trièves
4.1 Identifications géotechniques
4.1.1 Granulométrie
4.1.2 Analyses minéralogiques
4.1.3 Limites d’Atterberg
4.2 Comportements rhéologiques
4.2.1 Dispositif et préparation des argiles
4.2.2 Courbes d’écoulement
4.2.3 Tests de fluage
4.2.4 Dynamique oscillatoire : mesure du module élastique de cisaillement
4.2.5 Evolution du module élastique lors de tests de fluage
4.3 Caractéristiques géophysiques des argiles du Trièves
4.3.1 Mesures de Vs avec dispositif accélérométrique (figure 4.13a)
4.3.2 Mesures de Vs avec dispositif vibrométrique laser (figure 4.13b)
4.3.3 Discussion et incertitude
4.4 Shear-wave velocity as an indicator for rheological changes in clay materials : lessons from laboratory experiments
4.4.1 Introduction
4.4.2 Rheometric tests
4.4.3 Acoustic surface wave tests
4.4.4 Discussion
4.4.5 Conclusions
5 Modélisation analogique (plan incliné)
5.1 Installation et préparation des essais de plan incliné
5.1.1 Mesure des déplacements et des inclinaisons
5.1.2 Mesure de Vs
5.1.3 Dispositifs d’acquisition d’ondes de surface
5.2 Mesures préliminaires
5.2.1 Suivi des déplacements
5.2.2 Dispositif statique
5.2.3 Dispositif de source-récepteurs mobile
5.2.4 Variation de Vs `a inclinaison nulle
5.3 Essais en configuration mobile
5.3.1 Teneur en eau w =0,57 (figure 5.9)
5.3.2 Teneur en eau w =0,58 (figure 5.10)
5.3.3 Teneur en eau w =0,68 (figure 5.11)
5.3.4 Conclusion
5.3.5 Vs au repos
III Surveillance sismique du glissement du Pont-Bourquin (Suisse)
6 Introduction
6.1 Présentation et historique du glissement du Pont-Bourquin
6.2 Caractérisation géométrique du glissement par études géophysiques
6.3 Processus du glissement-coulée de l’été 2010
6.3.1 Déplacement en surface
6.3.2 Schéma interprétatif du glissement-coulée (figure 6.5)
6.3.3 Illustration de l’état et des phénomènes morphologiques du glissement avant et après la coulée
6.4 Mise en place de la surveillance passive et active (figure 6.8)
7 Surveillance sismique passive 169
7.1 Profils géophysiques entre les deux capteurs passifs (figure 7.1)
7.2 Ambient seismic noise monitoring of a clay landslide : Toward failure prediction
7.2.1 Introduction
7.2.2 The Pont Bourquin Landslide History and Geology
7.2.3 Displacement Monitoring
7.2.4 Ambient Noise Monitoring
7.2.5 Discussion and Conclusions
7.2.6 Acknowledgments
8 Surveillance sismique active
8.1 Traitement préliminaire des signaux
8.1.1 Incertitude du système d’acquisition
8.1.2 Tri des stacks
8.2 Variations relatives de vitesse par méthode d’étirement (stretching)
8.2.1 Observations des variations de vitesse `a 12 Hz (figure 8.4)
8.2.2 Observations de l’influence de la fréquence sur la vitesse (figure 8.5)
8.2.3 Zonage du glissement et moyennage des variations de vitesse `a 12 Hz (figure 8.6)
8.3 Comparaison avec la sismique passive et conclusion
9 Conclusion et perspective