In the St-Etienne area, the basement is made of migmatitic paragneisses (Anelle Formation) and orthogneisses (Iglière Formation) bearing a strong Hercynian foliation, S_H. S_H was NW–SE-trending and NE-dipping at the end of the Hercynian orogeny [2]. The Alpine orogeny resulted in (i) a heterogeneous dextral reactivation of S_H associated with a NNE–SSW shortening [10], (ii) southwest-verging thrusts and reverse faults, and (iii) a ‘décollement’ of the cover along the evaporitic Upper Trias. S_H is normally oriented 115°E,70°NE but, in the Clapière area, S_H is progressively rotated to a subhorizontal attitude by a structure that will be called the Clapière fold (Fig. 1C). The axis of the fold is 120°E,15°NW; the axial plane is 140°E, 40°SW. The Clapière landslide occurs in the upper/short limb of the fold. By its position, the Clapière fold could be a toppling structure, but it does not have the characteristics usually associated with this type of structure: sharp hinge, failure along the axial plane, fracturing and expansion of the rocks in the toppled mass, etc. On the contrary, the fold is very gentle and the gently dipping limb is not particularly fractured. Moreover, S_H in the upper limb of the fold, just under the landslide, dips to the northwest, and not to southwest toward the Tinée River, whereas the axial plane does not seem to connect with the foot of the landslide, as would be expected for a toppled rock-mass. The non-gravitational origin of the Clapière fold will be proved by showing that a tectonic fracturation overprinted it, demonstrating that the fold has itself a tectonic origin.

Symmetrical, decimetre sized conjugate shear fractures forming tectonic wedges and associated extension fractures have been identified (Fig. 2). Each wedge is characterized by X (maximal extension), Y and Z (maximal shortening) directions. For most wedges, Z is subvertical. Generally, X is N115°E,10°W on average (N115-wedges), but can also be N30°,10N (N30-wedges) or N70°,10°W (N70-wedges). For a few wedges, Z is N25°,10°S and X subvertical (compressive wedges). N115-wedges display a complex relationship between their attitude and their position on the Clapière fold (Fig. 3A). As S_H is tilted to the north, the plunge of Z is at first about 80° to the north (upper limb), then becomes about 60° to the south (hinge) and finally gets back to about 80° to the north (lower limb). The first half part of this variation could mean that the wedges have been tilted by the fold, and hence are older than the fold, but not the second half. On the contrary, all these peculiarities can be simultaneously accounted for by a mechanical approach, taking into consideration the effect of the anisotropy of the rocks (the planar anisotropy corresponding to S_H) and the folded attitude of S_H. We assume an elastic rheology for the material and a homogeneous stress state (${\sigma }_1$, ${\sigma }_2$, ${\sigma }_3$) such as ${\sigma }_3$ is parallel to the fold axis. Then, it can be shown that the principal strain axes ${ϵ}_1$ (maximal shortening), ${ϵ}_2$ and ${ϵ}_3$ (maximal extension) are generally not parallel to the principal stress axes; however, ${ϵ}_3$ and another strain axis (generally ${ϵ}_2)$ are in the (${\sigma }_1,{\sigma }_2)$ plane and the third strain axis (generally ${ϵ}_1)$ remains parallel to ${\sigma }_3$. The angle θ between ${ϵ}_1$ and ${\sigma }_1$ is shown by the graph in Fig. 3B. This graph and the variation of the Z attitude of the wedges (Fig. 3A) are quite similar. Discrepancies between the two might be lessened by a better knowledge of the elastic characteristics of the rocks or by taking into account a small variation of the principal stress axes orientations within the folded rock-mass. Moreover, the orientation of the ${\sigma }_1$ linked to the wedges formation can be deduced: N30°,75°N. Obviously, this analysis implies that the fold predated formation of the N115-wedges. The same approach shows that, for some stress intensities and/or rock properties, ${ϵ}_3$ and ${ϵ}_2$ are permuted, ${ϵ}_3$ being in the (${\sigma }_1,{\sigma }_2)$ plane. This can be the case for the N30-wedges, which resulted from the same deformation event as the N115-wedges. N70-wedges, and a fortiori the compressive wedges, are due to other deformation events.

A survey of the centimetre- to decametre-sized fractures of the Clapière massif has been performed [9]. It appears (Fig. 4A) that two thirds of the fractures are compatible with the N115–N30-wedges (most other fractures are compatible with the N70-wedges). The fractures are numerous on both limbs of the fold, and scarce on the hinge. For the corresponding S_H orientation, shearing on S_H could have been easier that fracturing of the rock, as shown in Fig. 4B.

Assuming a uniaxial compressive strength of 110 MPa [5], the wedges formed at a 4–5 km depth at least. Assuming a denudation rate of 0.7 to $1\mathrm{mm}{\mathrm{yr}}^{-1}$ since 4–6 Ma [1,3], fractures must have occurred near the Miocene–Pliocene boundary. With a recent southeast-directed tilting of the massif [6], ${\sigma }_1$ could have been perfectly vertical at that time. This matches well with the extensional tectonic regime known for this period [11]. The older Clapière fold could have been one of a set of structures linked to a N25°E shortening direction, especially N100–140°E-trending folds [10], so the fold is due to (Oligocene–)Miocene thrust tectonics; a link with the cover ‘décollement’ is considered to be possible.

Reconstructing palaeostress states from conjugate shear fractures studies is not an easy task if the fractured rocks are highly anisotropic. Concerning the relationship between the tectonic Clapière fold and the Clapière landslide, it must be stressed that, though there is no genetic link between the two, the peculiar geometric configuration resulting from the folding must have been a favourable situation for the sliding.

Le massif de la Clapière est affecté par de nombreuses fractures, de styles et de tailles variés. Certaines de ces fractures se présentent comme des fractures cisaillantes conjuguées, d'égal développement, formant des dièdres (Fig. 2), typiquement d'échelle décimétrique, et dont la cinématique peut être précisée grâce à : (i) des crochons de faille millimétriques ; (ii) des fractures bissectrices de l'angle aigu des dièdres en position de fracture d'extension. On associe à chaque dièdre une direction de raccourcissement Z bissectrice de l'angle aigu du dièdre, une direction d'allongement X bissectrice de l'angle obtus et une direction intermédiaire Y parallèle à l'arête du dièdre (Fig. 2a).

La majorité des dièdres observés (20 parmi 34) présente des fractures en moyenne orientées 25E65 et 35W70 (Fig. 2b). L'allongement X correspondant est en moyenne orienté 115W10, orientation très proche de celle du pôle des fentes d'extension associées (on parlera de dièdres N115). Les raccourcissements Z et Y sont respectivement orientés, en moyenne, 175S75 et 30N15. Trois autres dièdres (Fig. 2c) sont tels, que les directions X et Y sont permutées par rapport aux dièdres N115, X étant 30N10 (dièdres N30). Huit autres dièdres (Fig. 2d) sont nettement différents, avec un allongement X orienté N70°E (dièdres N70). Pour ces trois premières familles, Z est subvertical (plongement ⩾70°).

Enfin, quatre dièdres (Fig. 2e) présentent un raccourcissement Z N25 subhorizontal (dièdres « compressifs »).

L'orientation des 20 dièdres N115 présente une relation complexe avec le pendage de S_H : pour les pendages extrêmes de S_H (les flancs du pli), Z est subvertical ou à très fort plongement nord, tandis que, pour les pendages intermédiaires (la charnière), Z plonge vers le sud de 60° en moyenne. Dans le détail, l'observation des données de terrain (Fig. 3A) montre que, en allant des faibles vers les forts pendages de S_H, l'axe Z, au départ à fort plongement nord (80°), prend un plongement sud, d'abord fort puis modéré (50°). Pour un pendage de S_H supérieur à 45°, Z retrouve progressivement son fort plongement nord initial. L'axe Z et la normale à S_H tournent donc dans le même sens dans la zone $ℬ$ et en sens contraire dans la zone $𝒞$. Le comportement de Z dans le flanc supérieur et la charnière du pli (c'est-à-dire la zone $ℬ$) pourrait faire penser que les dièdres sont antérieurs au pli et basculés par lui. Cette explication n'est cependant pas possible pour le flanc inférieur (zone $𝒞$).

En définitive, deux hypothèses se présentent : (i) les dièdres N115 du flanc supérieur et de la charnière sont antérieurs au pli de la Clapière et basculés en même temps que S_H et, dans ce cas, on doit admettre que les dièdres N115 du flanc inférieur sont d'une autre famille et que la variabilité de leur orientation est a priori difficilement explicable ; (ii) tous les dièdres N115 appartiennent à la même famille : leur orientation variable doit alors s'expliquer par la déformation/fracturation d'un massif anisotrope ; ils peuvent alors être tous postérieurs au pli.

Pour valider la seconde hypothèse, on s'intéresse à l'orientation des directions principales de déformation infinitésimale (${ϵ}_1$, ${ϵ}_2$ et ${ϵ}_3)$ au sein d'un massif rocheux au comportement élastique linéaire transversalement isotrope (anisotropie planaire due à S_H), soumis à un état de contraintes (${\sigma }_1$, ${\sigma }_2$, ${\sigma }_3$). Compressions et raccourcissements sont comptés positivement. Pour simplifier les calculs, on admettra que : (i) l'état de contraintes (intensité et orientation des contraintes principales) est le même en tout point du massif ; (ii) le plan (${\sigma }_1$, ${\sigma }_2$) est toujours perpendiculaire à S_H, ce qui revient à dire qu'il est confondu avec le plan π(S_H), et que ${\sigma }_3$ et l'axe du pli ont même orientation. On montre que ${ϵ}_1$ se trouve dans le plan (${\sigma }_1$, ${\sigma }_2$).

La courbe théorique donnant θ (angle entre ${\sigma }_1$ et ${ϵ}_1$) en fonction de α (angle entre la normale à S_H et ${\sigma }_1$) peut être déterminée à partir des caractéristiques mécaniques élastiques du matériau (deux modules de Young, deux coefficients de Poisson et un module de cisaillement) et de l'intensité des contraintes principales, soit au total sept paramètres. Le calcul, dont le détail sera donné ailleurs, montre que cette courbe a l'allure présentée sur la Fig. 3B. On constate que, lorsque α croı̂t, les normales à S_H et à ${ϵ}_1$ tournent d'abord en sens inverse (zone $𝒜$ : θ croı̂t), puis dans le même sens (zone $ℬ$ : θ décroı̂t) et, enfin, de nouveau en sens inverse (zone $𝒞$). En outre, aux points E, F et G, ${ϵ}_1$ est perpendiculaire à S_H.

À la lumière de ce comportement, on peut interpréter plus finement les données de terrain, en remarquant que l'on peut disposer sur la Fig. 3A une courbe de même allure générale que la courbe théorique ; on retrouve bien les trois zones $𝒜$, $ℬ$ et $𝒞$ du modèle théorique (cependant, il n'a pas été observé d'orientation de S_H correspondant à la zone $𝒜$ et au point E). En l'absence d'une connaissance précise des sept paramètres précités, il est illusoire d'espérer reproduire avec exactitude la courbe « expérimentale ». On peut cependant en déduire que la direction de déformation Z, estimée d'après la géométrie et l'orientation des dièdres N115, est assimilable à la direction de la déformation infinitésimale ${ϵ}_1$ déterminée par le calcul, ce qui est satisfaisant dans la mesure où la déformation enregistrée par les dièdres est très faible et donc à la limite du domaine élastique. Il doit en être de même pour ${ϵ}_2$ et Y et pour ${ϵ}_3$ et X.

Il reste cependant à préciser les orientations de X et Y. Le même calcul montre que, pour des intensités de contraintes principales constantes, c'est, soit Y, soit X qui se trouve dans le plan (${\sigma }_1,{\sigma }_2$), en fonction des caractéristiques mécaniques anisotropes des matériaux. Le premier cas correspond aux dièdres N115, les plus nombreux. Le second cas rend compte de l'existence des dièdres N30, plus rares. L'hétérogénéité mécanique du massif (matériaux plus ou moins déformables, etc.) peut donc, à elle seule, expliquer la coexistence de dièdres pour lesquels X et Y sont permutés. Il n'est pas nécessaire d'invoquer deux épisodes de déformation avec permutation des contraintes principales, comme on a tendance à le faire dans ce genre de situation.

On notera également qu'au point H, non seulement Z est parallèle à S_H (α−θ=90°), mais la direction de Z est également celle de ${\sigma }_1$. D'après les mesures in situ, l'orientation de Z au point H est 30NE75. C'est donc aussi celle de ${\sigma }_1$. On remarquera, en outre, qu'aux points F et G (très proches), la direction de Z est perpendiculaire à S_H, alors que celle de ${\sigma }_1$ est à 45° environ de S_H : il n'est donc pas possible, dans le cas général, de déduire de l'observation d'un seul dièdre, avec Z perpendiculaire à S_H, l'orientation des contraintes principales, comme il serait tentant de le faire.

En définitive, tous les dièdres N115 et N30 peuvent être interprétés comme étant la réponse du massif déjà plissé à un unique épisode de fracturation, réalisé sous un champ de contrainte homogène. En revanche, les dièdres N70 et a fortiori les dièdres « compressifs » relèvent forcément de deux épisodes de déformation différents.