unique ait conduit à l'ensevelissement des bois. Cet événement, très certainement une coulée de boue au vu de la description des matériaux enrobant les fragments de bois, a dû concerner le même secteur que l'événement précédent daté d'environ 3150 cal BP, à savoir la transition entre les zones médiane et supérieure, avec l'initiation de la coulée localisée au niveau du ressaut morphologique vers 1400 m d'altitude.

Trois datations se succèdent durant l'Age du Fer: 2525 ±185, 2355 ±185 et 2151 ±30 cal BP. Elles correspondent respectivement aux échantillons FAHO-F2-210, FAHO3-2 et FAHO11-5 (Fig. 3.12 et 3.15). Les deux datations les plus anciennes signalent la présence de coulées de boue ayant concerné la bordure sud du glissement de Falli Hölli. Ces coulées se sont vraisemblablement déclenchées à la hauteur du seuil morphologique présenté ci-dessus comme lieu de production de coulées similaires plus anciennes. Les cernes de croissance du bois FAHO11-5 démontrent la présence d'une période de déstabilisation d'une durée de 60 ans, liée à des phénomènes de glissements continus, s'étalant de 2181 à 2121 cal BP. Ces mouvements de terrain ont dû concerner le couloir nord du glissement de Falli Hölli, issu du lieu-dit Ober Bareta.

Les quatre datations les plus récentes du site de Falli Hölli sont réparties sur les derniers 2000 ans. Le bois FAHO10-4, daté dans l'absolu de 1821 cal BP, présente une croissance régulière sans signes évidents de déstabilisation. Il a été abattu et enfoui rapidement par une coulée de boue ayant concerné le couloir de Bareta. A noter que les deux sapins prélevés sur le site 11 (Fig. 3.12), bien que ne possédant plus leurs cernes extérieurs et l'écorce, ont probablement été abattus et recouverts par cette même coulée qui a rasé les deux bois du site 10 en 1821 cal BP.

Deux échantillons de bois récoltés sur la partie supérieure du glissement ont pu faire l'objet de datations. Il s'agit de bois provenant des sites 21 et 25 (Fig. 3.13). Le bois FAHO21-1, daté de 1205 ±65 cal BP, ne présente pas de traces évidentes d'instabilité. Seuls son abattage et son ensevelissement rapides témoignent de l'action d'une coulée de boue. A relever que des bois du site 23, localisé environ 275 m au nord-ouest du site 21, présentent une probable date commune d'abattage avec les bois du site 21. Nous pouvons donc considérer un événement important, de type glissement de terrain, ayant affecté l'ensemble de la partie supérieure du versant de Falli Hölli vers 1200 cal BP. Le bois FAHO25-1, daté de l'année 673 cal BP, présente des cernes de croissance réguliers n'indiquant

aucune phase de déstabilisation durant la vie de l'arbre. Sa mort survient brutalement, probablement liée au déclenchement d'une coulée de boue provenant de la niche principale du glissement, vers 1600 m d'altitude. Les deux sites 21 et 25 témoignent donc de l'activité conjuguée de glissements de terrain et de coulées de boue dans la partie haute du versant.

La datation la plus récente est apportée par le bois FAHO2-3, daté de 343 ±5 cal BP. L'analyse dendrochronologique effectuée sur ce tronc ne révèle aucun signe de déstabilisation, hormis durant les 10 dernières années d'existence de l'arbre. L'altération de la frange extérieure du tronc par des insectes démontre que le recouvrement de l'arbre n'est survenu que quelques années après sa mort. Il a vraisemblablement été désstabilisé et couché par des mouvements lents associés à des processus de glissements continus. Son enfouissement n'a eu lieu que quelques années plus tard, généré par une probable coulée boueuse.

L'ensemble des échantillons de bois prélevés sur le glissement de Falli Hölli met en évidence une activité soutenue de processus de coulées de boue et de glissements de terrain au cours de l'Holocène moyen et supérieur. L'absence de datations plus vieilles que 6000 ans nous empêche de définir la mise en place et l'évolution de telles instabilités durant le Tardiglaciaire et le début de l'Holocène. Néanmoins, en analysant les données de forage, nous pouvons affirmer qu'une grande majorité des instabilités ayant affecté le versant de Falli Hölli se sont déroulées durant les derniers 6000 ans. En effet, nous soutenons que la majorité des dépôts gravitaires localisés sur le versant se sont mis en place depuis 6000 cal BP. Cela ne signifie cependant pas que des mouvements de terrain aient été inexistants auparavant. Nous ne les détectons pas à l'aide de la collection d'échantillons de bois établie sur le site, mais il est clair que des dépôts quaternaires ont dû se mettre en place dès le retrait glaciaire, au-dessus de dépôts morainiques, tels des dépôts de chutes de blocs ou d'éboulement, coulées de boue, laves torrentielles et glissements de terrain. Ces dépôts ont principalement dû s'accumuler dans les parties inférieure et médiane du versant.

Comme les datations effectuées sur le glissement du Hohberg, les datations du glissement de Falli Hölli présentent une distribution spatiale caractérisée par des âges en moyenne plus vieux sur le bas du versant et des âges globalement plus jeunes sur la moitié supérieure du site. Cette répartition est liée au transfert important de matériaux meubles vers l'aval par l'inter-
médiaire des coulées de boue, qui remanient souvent des dépôts anciens, ainsi que par les glissements de terrain continus ayant remobilisé les matériaux quaternaires supérieurs. L'importance du seuil morphologique situé vers 1400 m d'altitude, induit par la présence de bancs de flysch gréseux compétents du Thanétien, a pu être démontrée. Le seuil a joué un rôle prépondérant durant la réactivation catastrophique du glissement en 1994 dans l'initiation de coulées de boue dévastant les environnements situés en aval, mais ce seuil a également pu être considéré comme lieu de provenance de nombreuses coulées de boue ayant rasé et ensevelis de nombreux troncs de bois durant les derniers 6000 ans. La circulation d'eau dans les grès perméables du Thanétien produit en effet des niveaux de source importants vers 1400 m d'altitude, engendrant la saturation et la mobilisation des matériaux non consolidés reposant en surface.

Des successions stratigraphiques anormales sont observées dans le forage F2 (Fig. 3.15). En effet, les âges obtenus par datation de fragments de bois prélevés à différentes profondeurs dans le forage ne se succèdent pas de manière croissante du haut vers le bas du forage. Une situation similaire avait déjà été observée

et analysée dans les forages F3 et F07 du glissement du Hohberg. Ces anomalies sont dues au remaniement intense des dépôts quaternaires par les nombreuses coulées de boue (Fig. 3.8) et par la remobilisation de ces dépôts par l'activité des glissements de terrain au cours de l'Holocène. Un mélange considérable des dépôts quaternaires intervient donc en conséquence de l'effet mobilisateur de tels processus, ce qui permet parfois de collecter des bois anciens enfouis à faible profondeur.

## 3.4 GLISSEMENT DE SCHLOSSISBODEN

### 3.4.1 Contexte géographique et géologique

Le glissement de Schlossisboden se situe à proximité du Lac Noir, dans les Préalpes fribourgeoises (Fig. 3.1, Planche 3-A). Il repose sur un versant exposé à l'est, faisant face au glissement du Hohberg. Le glissement se développe entre 1500 et 1030 m d'altitude, sur une longueur de près de 2 km (Fig. 3.17 et 3.18). Sa partie frontale est limitée par le cours de la Sinpine qui prend sa source dans le Lac Noir. Le glis-

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>**Fig. 3.17** Location of 13 dated wood samples on the Schlossisboden landslide, with sample codes.</figcaption></figure>
sement est localisé dans le massif du Schwyberg qui
héberge également le glissement de Falli Hölli, sur le
versant opposé, environ 3 km au nord-ouest du glisse-
ment de Schlossisboden. Celui-ci est concerné par le
même substrat de flysch que le site de Falli Hölli. En
effet le massif du Schwyberg doit son relief aux suc-
cessions des diverses séries du Flysch du Gurnigel.

Le site de Schlossisboden est associé à la bordure méridionale de la nappe du Gurnigel (OSWALD & DAPPLES 2001). Des niveaux de flysch ont pu être attribués au Cuisien, selon des déterminations de nannoplancton calcaire réalisées par Johannes VAN STUIJVENBERG (non publié). Ces bancs de flysch sont localisés dans la niche d'arrachement du glissement, vers 1500 m d'altitude, ainsi que dans le cours d'eau drainant la partie supérieure du glissement, vers 1400 m d'altitude, et enfin sur la crête bordant le glissement au sud du lieu-dit de Schlossisbödeli, vers 1300 m d'altitude (Fig. 3.17). Les séries de l'Ilerdien et du Thanétien sont probablement présentes dans la partie inférieure du glissement, cachées sous une épaisse couche de dépôts quaternaires. De plus, l'étroite bande de Mélange, décrite précédemment sur le site du Hohberg (Fig. 3.1 et 3.2), se prolonge vers l'ouest et semble se poursuivre

sous la zone frontale du glissement de Schlossis-
boden et la bordure Nord du Lac Noir (OSWALD &
DAPPLES 2001).

3.4.2 Description du glissement

L'activité actuelle du glissement de Schlossisbo-
den met en évidence la présence de trois zones distinc-
tes qui se rejoignent au pied du versant (Fig. 3.18).
Le couloir principal du glissement de Schlossisboden
s'initie au pied d'une niche d'arrachement située à envi-
ron 1500 m d'altitude. Cette niche est caractérisée
par des processus de chutes de pierres et de blocs
qui alimentent le glissement. Celui-ci se poursuit vers
l'aval, empruntant la légère dépression morphologique
de Schlossisbödeli. Il est ensuite canalisé entre deux
arêtes stables orientées parallèlement à la pente topo-
graphique. L'interprétation de ces deux reliefs stables
au sein du glissement reste incertaine. Il pourrait s'agir
de "laissées" de glissement, créées lors de l'activité
intense du glissement il y a environ 6000 ans, tel
que nous le présentons au chapitre 3.4.4. Mais ces
reliefs pourraient également être interprétés comme
des dépôts morainiques ou indiquer la présence de
niveaux gréseux résistants du substrat de flysch. Les

<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>Fig. 3.18 Map of phenomena associated with the Schlossisboden landslide.</figcaption></figure>
deux arêtes canalisent le couloir principal qui s'ouvre en aval pour laisser place à un grand cône convexe avec une morphologie irrégulière et bosselée, engendré par les dépôts successifs de coulées de boue et de glissements de terrain au cours de l'Holocène. Seule la partie supérieure du couloir central démontre des signes d'activité importants, tels que des vitesses de déplacement supérieures à 10 cm/an et des dépôts récents de coulées de boue dans la zone en amont de Schlossisbödeli.

Le couloir principal du glissement est bordé, dans sa moitié inférieure, par deux zones instables séparées du couloir central par les deux arêtes stables décrites précédemment. La zone active localisée à l'ouest de la Gassera (Fig. 3.18 et 3.19) est disposée entre le couloir principal du glissement de Schlossisboden et le glissement de la Pürrena, plus à l'ouest, décrit au chapitre 3.5 (Planche 1-D). La troisième zone active, localisée au nord de la Gassera, démontre de faibles signes d'activité et s'étend jusqu'au hameau de la Burstera. Les 13 datations de bois effectuées sur l'ensemble du site de Schlossisboden, présentées au chapitre suivant, mettent en évidence l'activité distincte des trois couloirs instables du site au cours de l'Holocène.

### 3.4.3 Description des échantillons et présentation des datations

La prospection de bois sur le glissement de Schlossisboden s'est réalisée en deux étapes. Une première récolte de bois a été effectuée en octobre 1995, par Hugo Raetzo, dans le cadre de son travail de thèse (RAETZO-BRÜLHART 1997). Deux bois ont alors été prélevés dans la zone supérieure du glissement et ont pu être datés par dendrochronologie et au radiocarbone. 16 bois supplémentaires ont été prélevés en juillet 2001, suite à des travaux de réfection de la route d'accès aux fermes de la Gassera et de Schlossisboden (Fig. 3.17). 9 de ces 16 bois ont été soumis à des datations au radiocarbone et 2 autres ont pu faire l'objet de datations dendochronologiques. Les codes attribués aux échantillons commencent par la mention du site de Schlossisboden (SCH), suivi du numéro attribué au site de prélèvement (Fig. 3.17). Les échantillons sont présentés ci-après en fonction du code qui leur est attribué, à savoir tout d'abord les échantillons prélevés dans la partie supérieure du glissement, suivis des échantillons récoltés dans le talus bordant la route d'accès à la Gassera. La localisation des échantillons

<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>Fig. 3.19 Location of 13 dated wood samples on the Schlossisboden landslide, with calibrated ages.</figcaption></figure>
sur le glissement, avec indication de leur âge, est illustrée dans la figure 3.19.

### SCH1

Cet échantillon de bois a été récolté par H. Raetzo en octobre 1995 dans une niche d'arrachement ayant produit une coulée boueuse qui s'est déposée dans la zone supérieure du glissement (Coord. 587490/169600). Le bois, bien conservé, était enfoui à une profondeur de 80 cm, dans des graviers sableux contenant un peu de silts. Ce tronc d'épicéa (Picea abies), de 27 cm de diamètre, expose une séquence de 90 cernes allant de la moelle à l'écorce. Une portion des cernes 13 à 22 a pu être datée au radiocarbone et a révélé un âge de 2420 ±25 BP. Après un rajeunissement de 70 ans de la date calibrée (2710-2350 cal BP), nous obtenons un âge de 2640-2280 cal BP (690-330 AD) pour la mort et l'enfouissement de ce bois. Cependant, l'analyse des cernes de croissance démontre la présence de bois de réaction indiquant une déstabilisation continue de l'arbre durant ses derniers 60 ans (Réf. LRD02/R5283). Nous ajoutons donc une correction supplémentaire à l'âge précédemment obtenu, afin d'inclure cette période d'instabilité importante. Nous obtenons finalement une période de déstabilisation comprise entre 2700 et 2280 cal BP (750-330 BC).

### SCH2

Prélevé dans la même niche d'arrachement que le bois SCH1, environ 7 m en aval de celui-ci, ce tronc de sapin blanc (Abies alba) était enfoui à environ 50 cm de profondeur. Bien conservé, le tronc présente une séquence de 197 cernes s'étalant du coeur à l'écorce, pour un diamètre moyen de 23 cm. Une datation ¹⁴C effectuée sur les cernes 175 à 191 a révélé un âge ¹⁴C de 600 ±20 BP (B-7594). Cet âge a servi à déterminer, par dendrochronologie (Réf. LRD02/R5283), un âge absolu pour ce tronc. La séquence obtenue s'étend de 773 à 577 cal BP. La mort de l'arbre, brusque et violente, a même pu être précisée au mois de juillet ou août de l'année 577 cal BP (1373 AD). Le sapin a produit du bois de réaction tout au long de son existence, d'intensité et d'orientation stables. Nous obtenons ainsi une phase continue de déstabilisation allant de 773 à 577 cal BP (1177-1373 AD).

### SCH3

Ce bois est le premier à avoir été prélevé, en juillet 2001, lors des travaux de réaménagement de la route menant à la ferme de la Gassera. Cette route traverse la zone sud du front du glissement (Fig. 3.17) et a permis le prélèvement des 10 bois présentés ci-après. La branche du site 3 (Coord. 588030/169195, Planche 2-D),

d'une longueur de 45 cm et d'un diamètre moyen de 8 cm, expose environ 75 cernes comprenant le coeur et l'écorce. La branche est bien conservée et provient de niveaux hautement argileux, beiges, enrobant des pierres et des blocs ainsi que quelques poches sableuses. Une rondelle de 5 cm d'épaisseur, prélevée dans la branche, a été soumise à l'analyse du radiocarbone et livré un âge de 820 ±30 BP. Nous apportons une correction de 30 ans à la date calibrée (790-670 cal BP) et obtenons ainsi un âge de 760-640 cal BP pour la mort et l'ensevelissement de ce bois.

### SCH4

Situé environ 40 m au sud-ouest du bois SCH3, le bois SCH4 (Coord. 587995/169175) est une branche bien conservée de 32 cm de long et d'un diamètre moyen de 11 cm. Elle présente une séquence d'environ 120 cernes, allant du coeur à l'écorce. Elle a été prélevée dans le talus bordant la route de la Gassera, à environ 50 cm de profondeur et 1 m en dessus de la route. Une datation au radiocarbone, effectuée sur une rondelle prélevée sur la branche, a révélé un âge ¹⁴C de 4740 ±40 BP. Après l'application d'une correction de 50 ans sur la date calibrée (5590-5320 cal BP), nous obtenons un âge de 5540-5270 cal BP (3590-3320 BC) pour la mort de ce bois.

### SCH7

Ce bois provient de la bordure latérale droite du glissement, et était localisé dans le contour de la route d'accès à la Gassera (Coord. 587930/169140). Il s'agit d'un fragment de tronc de pin sylvestre (Pinus sylvestris) d'une longueur de 70 cm pour un diamètre moyen estimé à 25 cm. Il possède une séquence de 35 cernes ne comprenant ni la moelle ni l'écorce (Réf. LRD02/R5283). Il était enfoui à environ 50 cm de profondeur, et 50 cm au-dessus de la route, dans des argiles beiges enrobant quelques pierres et graviers. Une datation au radiocarbone de l'échantillon a livré un âge ¹⁴C de 9270 ±30 BP. Une correction de 15 ans est apportée à la date calibrée (10'560-10'280 cal BP), et révèle donc un âge maximum de 10'545-10'265 cal BP (8595-8315 BC) pour la mort et l'ensevelissement de ce vieux bois.

### SCH9

Localisé environ 30 m à l'est du bois SCH7, l'échantillon SCH9 (Coord. 587960/169140) était également préservé dans le talus bordant la route d'accès à la Gassera, à environ 50 cm de profondeur, dans des niveaux argileux à pierres et graviers. Il s'agit d'une grosse branche, bien conservée, de 60 cm de long pour un diamètre moyen de 10 cm, exposant encore à une
extrémité la zone de rattachement au tronc principal. Le bois possède une séquence de 83 cernes, allant du coeur à l'écorce (Réf. LRD02/R5283). Une rondelle prélevée dans la branche a été soumise à une datation au radiocarbone, qui a apporté un âge $^{14}$C de 9450 ±30 BP. Une correction de 40 ans est apportée sur la date calibrée (11'050-10'560 cal BP) et permet d'obtenir un âge de 11'010-10'520 cal BP (9060-8570 BC) correspondant à la mort de ce bois.

### SCH10

Situé en aval de la ferme de la Gassera, et prélevé dans le talus bordant la route d'accès (Coord. 588165/169100), ce bois était préservé à environ 50 cm de profondeur, dans des argiles silteuses contenant quelques graviers, pierres et blocs. Il s'agit d'une grosse branche bien conservée de 50 cm de long pour un diamètre moyen de 8 cm, exposant une séquence de 85 cernes comportant le coeur et le dernier cerne sous l'écorce. Une rondelle de 3.5 cm d'épaisseur a été prélevée dans la branche et soumise à une datation au radiocarbone qui a livré un âge $^{14}$C de 1760 ±20 BP. Nous apportons une correction de 35 ans à la date calibrée (1730-1600 cal BP), et obtenons un âge de 1695-1565 cal BP (255-385 AD) pour la mort de ce bois.

### SCH11

Localisé environ 20 m à l'est du bois SCH10, également dans le talus bordant la route d'accès à la Gassera, le bois SCH11 (Coord. 588185/169100) était enfoui à environ 50 cm de profondeur, dans des niveaux argileux-silteux enrobant des graviers et des pierres. Il s'agit d'une grosse branche avec une structure de croissance relativement chaotique, d'une longueur de 37 cm pour un diamètre moyen de 10 cm. Environ 105 cernes sont présentes sur l'échantillon, exposant la présence de la moelle et de l'écorce. Une rondelle de 3 cm d'épaisseur, prélevée dans la branche, a été datée au radiocarbone et indique un âge $^{14}$C de 2910 ±10 BP. Après une correction de 40 ans apportée à la date calibrée (3140-2970 cal BP), nous obtenons finalement un âge de 3100-2930 cal BP (1150-980 BC) pour la mort et l'ensevelissement de ce bois.

### SCH13

Situé environ 50 m à l'est du bois SCH11, le bois SCH13 (Coord. 588235/169105) a été prélevé dans le talus bordant la route d'accès à la Gassera. Il se trouvait enfoui à une profondeur d'environ 50 cm, dans des argiles comportant un peu de sable et des graviers. Le bois est une grosse branche de plus de 60 cm de long et d'un diamètre moyen de 8 cm. Bien conservée, la branche

expose une séquence d'environ 50 cernes, allant du coeur à l'écorce. Une datation au radiocarbone a été effectuée sur une rondelle de 3 cm de diamètre prélevée dans le branche, et a livré un âge $^{14}$C de 5380 ±30 BP. Nous rajeunissons la date calibrée (6290-6000 cal BP) de 20 ans, ce qui détermine un âge de 6270-5980 cal BP (4320-4030 BC) pour la mort et l'ensevelissement de ce bois.

### SCH14

Ce bois est localisé sur la bordure latérale gauche du glissement principal (Coord. 588190/169395), et provient également du talus amont de la route d'accès à la Gassera, qui continue au-delà de la ferme de la Gassera, pour atteindre la ferme de Schlossisboden. Il s'agit d'un fragment de tronc de 20 cm de long. L'analyse des cernes démontre la présence d'environ 75 cernes, situés sur la partie extérieure du tronc d'origine, ne possédant donc pas les cernes de la partie centrale du tronc. La datation au radiocarbone effectuée sur cet échantillon a livré un âge $^{14}$C de 5360 ±30 BP. Après une correction de 30 ans apportée à la date calibrée (6280-5990 cal BP), nous obtenons un âge de 6250-5960 cal BP (4300-4010 BC) pour la mort de ce bois et l'événement ayant conduit à son enfouissement.

### SCH15

Le site 15 est situé quelques 20 m au nord de la ferme de la Gassera (588070/169280), dans le talus bordant la route accédant à la ferme de Schlossisboden. Le bois SCH15 était enfoui à une profondeur d'environ 50 cm, dans une matrice très argileuse comportant quelques graviers et blocs de grès. Il s'agit d'un fragment de tronc moyennement bien conservé, d'environ 20 cm de long et d'un rayon moyen de 14 cm. Il expose une séquence complète de 110 cernes, allant de la moelle à l'écorce. Une datation $^{14}$C, réalisée sur une rondelle prélevée sur les cernes 0 à 70 de l'échantillon, a révélé un âge $^{14}$C de 4440 ±30 BP. La date calibrée, 5280-4870 cal BP, rajeunie de 70 ans donne finalement un âge de 5210-4800 cal BP (3260-2850 BC) pour la mort et l'ensevelissement de cet arbre.

### SCH17-SCH18

Ces deux gros troncs, accompagnés du tronc SCH16, proviennent du même site (Coord. 588075/169285), situé une dizaine de mètres au nord du site de prélèvement du bois SCH15, en direction de la ferme de Schlossisboden. Les troncs SCH17 et SCH18 ont été dégagés du talus bordant la route lors des travaux de réaménagement de celle-ci, tandis que le tronc SCH16 repose encore dans le talus (Planche
<table><caption>Fig. 3.20 Identification and description of the characteristics of three synchronous trees arising from the Schlossisboden landslide (Coord. 588075/169285), according to dendrochronological analyses (Réf. LRD02/R5283).</caption><thead><tr><th>Code</th><th>Excavated tree length (m)</th><th>Tree diameter (cm)</th><th>Age of first tree-ring</th><th>Age of last tree-ring</th><th>Number of tree-rings</th><th>Presence of tree pith</th><th>Presence of tree bark</th></tr></thead><tbody><tr><td>SCH16</td><td>11.50</td><td>66</td><td>5145 BP<br/>3195 BC</td><td>4908 BP<br/>2958 BC</td><td>238</td><td>yes</td><td>yes</td></tr><tr><td>SCH17</td><td>9.00</td><td>51</td><td>5121 BP<br/>3171 BC</td><td>4908 BP<br/>2958 BC</td><td>214</td><td>yes</td><td>yes</td></tr><tr><td>SCH18</td><td>4.50</td><td>76</td><td>5114 BP<br/>3164 BC</td><td>4908 BP<br/>2958 BC</td><td>207</td><td>yes</td><td>yes</td></tr></tbody></table>

2-B). Ce dernier est couché horizontalement dans la pente du talus, à 1m de la route. Il est conservé dans une matrice très argileuse beige, contenant des éléments allant du sable à des blocs de grès d'un diamètre supérieur à 50 cm. Les trois arbres sont des épicéas (Picea abies) âgés de plus de 200 ans chacun et démontrent une conservation excellente. Une ronelle d'environ 15 cm d'épaisseur a été prélevée dans chacun des trois troncs. Ils ont tous les trois fait l'objet d'une datation par analyse dendrochronologique (Réf. LRD02/R5283), favorisée par la réalisation d'une datation au ¹⁴C. Celle-ci a été effectuée sur les cernes 83 à 93 du bois SCH18, révélant un âge ¹⁴C de 4460 ±30 BP. La datation ¹⁴C a permis de caler l'âge du tronc SCH18 par hétéroconnexion sur un référentiel de chêne et d'obtenir un âge absolu pour ce tronc. De plus, l'analyse dendrochronologique a pu mettre en évidence des âges contemporains pour les trois troncs, illustrés dans la figure 2.3. Une description des séquences de chaque arbre est présentée dans la figure 3.20. Les trois troncs ont vécu à la même période et probablement assez proches les uns des autres. De plus, il est important de noter que les trois arbres ont été abattus de manière brutale la même année, soit en 4908 cal BP (2958 BC). La saison d'abattage a même pu être précisée à l'automne-hiver 4908-4907 cal BP. L'analyse dendrochronologique a permis de mettre en évidence 2 phénomènes de déstabilisation ayant conditionné la vie des 3 arbres. Une première période de déstabilisation, s'étalant de 5121 à 5067 cal BP (3171-3117 BC), est enregistrée par les trois arbres durant les 40 à 70 premières années de leur existence. Cette période d'instabilité marquée s'arrête subitement vers 3117 cal BP et est suivie d'une amélioration des conditions générales de croissance. Les arbres dominants, situés dans l'environnement des 3 jeunes épicéas étudiés sont probablement tombés suite à un événement important de type glissement (Réf. LRD02/R5283). Une seconde phase de déstabilisation est caractérisée par la mort brutale des trois grands

arbres, de manière synchrone, en 4908 cal BP (2958 BC), liée à un événement important qui enfouit rapidement les trois troncs. Il s'agit probablement d'une coulée de boue importante ayant rasé et recouvert les trois grands arbres.

### 3.4.4 Évolution dynamique du glissement durant l'Holocène

Les datations obtenues sur le glissement de Schlossisboden permettent de définir une chronologie des instabilités ayant affecté le versant au cours de l'Holocène et ayant produit la morphologie actuelle du site (Fig. 3.21 et 3.22). Tout comme le glissement du Hohberg décrit au chapitre 3.2, le glissement de Schlossisboden s'est mis en place par la succession de nombreuses coulées de boue, laves torrentielles, glissements de terrain et chutes de blocs depuis le retrait glaciaire. Les bois SCH7 et SCH9 témoignent de la présence d'instabilités de terrain au début de l'Holocène, ayant concerné la bordure latérale droite du glissement. En effet, les deux bois, datés respectivement de 10'405 ±140 et 10'765 ±245 cal BP, attestent de l'activité de coulées de boue à l'aube de l'Holocène, ayant conduit à l'ensevelissement des deux bois.

Plus de 3000 ans séparent ces événements précoces des prochains signes d'activité sur le versant. Les bois SCH13 et SCH14, datés respectivement de 6125 ±145 et 6105 ± 145 cal BP, indiquent le déclenchement d'un événement unique ou d'une série d'événements proches ayant affecté l'ensemble de la zone inférieure du glissement principal (Fig. 3.19). Les deux échantillons ont en effet été prélevés à deux endroits distincts. Le bois SCH14 se trouvait sur l'arête stable séparant le couloir central du couloir secondaire situé plus au nord, tandis que le bois SCH13 provient de la zone inférieure du couloir central. Ces deux datations témoignent d'une activité intense d'instabilités de terrain, de type coulées boueuses et glissements de terrain, ayant
<table><caption>Fig. 3.21 Wood datings carried out at the Schlossisboden landslide. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error. Corrected dates include an age correction induced by the location of the dated samples on the inner part of the tree (cf. Fig. 2.7).</caption><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (cm)</th><th>Species</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Corrected range cal years BP</th><th>Corrected mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>SCH2</td><td>587500</td><td>169600</td><td>1300</td><td>50</td><td>Abies alba</td><td>dendro</td><td>-</td><td>773-577</td><td>675 ±98</td></tr><tr><td>2</td><td>SCH3</td><td>588030</td><td>169195</td><td>1130</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7910</td><td>820 ±30</td><td>760-640</td><td>700 ±60</td></tr><tr><td>3</td><td>SCH10</td><td>588165</td><td>169100</td><td>1095</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7914</td><td>1760 ±20</td><td>1695-1565</td><td>1630 ±65</td></tr><tr><td>4</td><td>SCH1</td><td>587490</td><td>169600</td><td>1300</td><td>80</td><td>Picea abies</td><td>B-7593</td><td>2420 ±25</td><td>2700-2280</td><td>2490 ±210</td></tr><tr><td>5</td><td>SCH11</td><td>588185</td><td>169100</td><td>1095</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7915</td><td>2910 ±10</td><td>3100-2930</td><td>3015 ±85</td></tr><tr><td>6</td><td>SCH18</td><td>588075</td><td>169285</td><td>1130</td><td>100</td><td>Picea abies</td><td>dendro</td><td>-</td><td>4908</td><td>4908</td></tr><tr><td>7</td><td>SCH15</td><td>588070</td><td>169280</td><td>1130</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7918</td><td>4440 ±30</td><td>5210-4800</td><td>5005 ±205</td></tr><tr><td>8</td><td>SCH17</td><td>588075</td><td>169285</td><td>1130</td><td>100</td><td>Picea abies</td><td>dendro</td><td>-</td><td>5121-5067</td><td>5094 ±27</td></tr><tr><td>9</td><td>SCH4</td><td>587995</td><td>169175</td><td>1125</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7911</td><td>4740 ±40</td><td>5540-5270</td><td>5405 ±135</td></tr><tr><td>10</td><td>SCH14</td><td>588190</td><td>169395</td><td>1135</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7917</td><td>5360 ±30</td><td>6250-5960</td><td>6105 ±145</td></tr><tr><td>11</td><td>SCH13</td><td>588235</td><td>169105</td><td>1090</td><td>50</td><td>?</td><td>B-7916</td><td>5380 ±30</td><td>6270-5980</td><td>6125 ±145</td></tr><tr><td>12</td><td>SCH7</td><td>587930</td><td>169140</td><td>1115</td><td>50</td><td>Pinus sylvestris</td><td>B-7912</td><td>9270 ±30</td><td>10545-10265</td><td>10405 ±140</td></tr><tr><td>13</td><td>SCH9</td><td>587960</td><td>169140</td><td>1115</td><td>50</td><td>Pinus sylvestris</td><td>B-7913</td><td>9450 ±30</td><td>11010-10520</td><td>10765 ±245</td></tr></tbody></table>

probablement engendré le dépôt de volumes importants de matériel dans la zone inférieure du versant. Il est de plus très probable que cette activité combinée de coulées et de glissements a conduit à la fermeture de la vallée de la Singine, avec pour conséquence, la création du Lac Noir. Des données sédimentologiques et palynologiques fournies par l'analyse des sédiments du Lac Noir, tendent à confirmer une éventuelle formation du lac peu avant 6000 cal BP (Chap. 5). De plus, les forages F1 (Réf. GEOTEST-F9817), F2 et F3 (Réf. BAR-Singine-65; Fig. 3.17) mettent en évidence des épaisseurs importantes de dépôts de coulées boueuses et de masses glissées. Le forage F1 indique une succession de dépôts quaternaires de 32 m d'épaisseur au-dessus du substrat de (probable) flysch du Gurnigel, tandis que les forages F2 et F3, bien que peu profonds, indiquent respectivement une épaisseur minimale de 20 et 22 m de matériaux meubles interprétés comme masse glissée. Le forage F4 (Réf. Géolina-00-115) indique, quant à lui, une épaisseur très réduite de matériel quaternaire, puisqu'il ne présente que 4 m de dépôts, caractérisés par des limons argileux un peu sableux, interprétés comme de la moraine reposant sur des niveaux de flysch du Gurnigel. Ces forages confirment donc la présence d'une activité plus marquée des coulées de boue et glissements de terrain dans le secteur central et occidental du versant de

Schlossisboden. Plus de détails concernant l'origine du Lac Noir seront présentés au chapitre 5.6. Néanmoins nous pouvons déjà interpréter les deux bois datés de 6105 ±145 et 6125 ±145 cal BP comme des traces d'événements majeurs ayant fortement modifié la morphologie du versant de Schlossisboden. L'arête stable sur laquelle repose le bois SCH14 (Fig. 3.17) pourrait être interprétée comme une "laissée" de glissement, déposée lors des événements importants ayant eu lieu aux environs de 6100 cal BP. Nous proposons toutefois cette hypothèse avec prudence, étant donné le peu d'informations précises relatives à cette arête et notamment quant à sa composition et sa structure interne.

Le bois SCH4, daté de 5405 ±135 cal BP, confirme un regain d'activité dans le couloir latéral situé à l'ouest de la Gassera. Cet échantillon peut indiquer une reprise de l'activité de coulées boueuses dans ce secteur, dont les dépôts viennent se superposer à ceux des premières coulées déclenchées au début de l'Holocène. Il reste cependant possible que des coulées supplémentaires se soient développées durant l'intervalle de 5000 ans séparant les deux phases actives d'environ 10'500 et 5400 cal BP, mais que de tels événements n'aient pu être précisés par des datations de bois. Toutefois, étant donnée la proximité des bois SCH4, SCH7 et SCH9, la transition verticale rapide des dépôts de

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>Fig. 3.22 Temporal distribution of 13 wood datings during the Holocene, arising from the Schlossisboden landslide. Bars: radiocarbon datings; crosses: absolute dendrochronological sequences.</figcaption></figure>
10'500 ans à ceux de 5400 ans tend à confirmer une activité réduite de mouvements de terrain entre ces deux périodes, tout au moins dans ce secteur du versant.

Peu après l'événement de 5405 ±135 cal BP, une série d'événements importants se sont développés dans le couloir central, vers 5000 cal BP. En effet, les bois SCH15, SCH16, SCH17 et SCH18, localisés au nord de la ferme de la Gassera (Fig. 3.17), sont les témoins de l'existence de coulées de boue et de glissements de terrain continus à cette époque. L'analyse dendrochronologique des bois SCH16, SCH17 et SCH18 a démontré l'existence de deux phases distinctes ayant affecté les conditions de vie des trois arbres contemporains (Réf. LRD02/R5283). Une première phase, caractérisée par des processus de glissements continus, s'étend de 5121 à 5067 cal BP et est enregistrée par les trois arbres. Cette période de déstabilisation continue s'arrête subitement vers 5067 cal BP et est suivie d'une période caractérisée par l'amélioration des conditions générales de croissance des arbres (Réf. LRD02/R5283). Il est possible que les arbres dominants entourant les trois arbres soient tombés en 5067 cal BP suite à un événement important de type glissement de terrain. Une deuxième phase d'instabilités de terrain est déterminée par la mort brutale et synchrone des trois arbres, en 4908 cal BP. Etant donnée la taille des troncs et la très bonne conservation des bois et notamment de l'écorce, l'événement ayant conduit à l'ensevelissement des bois a été très puissant et rapide. Il ne peut dès lors s'agir que d'une coulée de boue importante ayant mobilisé des volumes considérables de matériaux meubles. Cette coulée a probablement abattu les trois troncs plus en amont du site de prélèvement actuel, et les a transportés et ensevelis plus bas dans le versant. Le bois SCH15, daté de 5005 ±205, a été prélevé environ 10 m au sud-ouest des trois gros troncs et confirme l'activité de coulées de boue à cette période. Il a probablement été abattu et enfoui lors de la coulée importante ayant parallèlement rasé les trois gros épicéas décrits précédemment.

Une nouvelle période d'activité réduite, voire stoppée, se met en place suite à ces événements conséquents. Elle dure près de 2000 ans, jusqu'au prochain signe d'activité déterminé par le bois SCH11, daté de 3015 ±85 cal BP. Celui-ci se situe en aval de la ferme de la Gassera et environ 50 m à l'ouest du bois SCH13, daté de 6125 ±145 cal BP (Fig. 3.19). Ici encore, la proximité des deux bois d'âges fort différents semble attester d'une activité réduite des instabilités dans ce

secteur du versant durant l'intervalle de temps limité par les dates des deux bois.

Quatre datations supplémentaires sont réparties durant les derniers 3000 ans. L'échantillon SCH2, daté de 2490 ±210 cal BP, enregistre une coulée boueuse ayant eu lieu au début de l'Age du Fer dans la partie supérieure du versant. La coulée a probablement été initiée dans la niche d'arrachement principale. Le bois SCH10, daté de 1630 ±65 cal BP, témoigne, lui, du déclenchement d'une coulée à la fin de la période romaine. La coulée a concerné la bordure latérale droite du glissement principal. Les deux derniers événements enregistrés sur le site de Schlossisboden datent de 700 ±60 (SCH3) et 675 ±98 cal BP (SCH1). Il peut s'agir d'un événement unique ou d'une série d'événements successifs. Dans tous les cas, les deux sites distincts et éloignés l'un de l'autre mettent en évidence des instabilités ayant concerné une surface considérable du versant. En effet, le bois SCH1 provient de la zone supérieure du glissement, tandis que le bois SCH3 a été prélevé environ 50 m au sud-ouest de la ferme de la Gassera, proche de l'arête séparant le couloir principal du couloir secondaire situé à l'ouest de la Gassera (Fig. 3.19).

La collection de datations provenant du site de Schlossisboden permet de préciser l'évolution dynamique et morphologique du versant au cours de l'Holocène. Il en ressort une activité précoce déjà au début de l'Holocène, suivie d'un intervalle de plus de 3000 ans caractérisé par une forte diminution voire un arrêt des instabilités de terrain. Vers 6100 cal BP, une série d'événements de coulées de boue et de glissements de terrain semble avoir fortement modifié la morphologie du versant et probablement contribué à la fermeture de la vallée. Cette morphologie n'a pas dû subir de grands changements durant les millénaires suivants. Seules quelques coulées de boue ont participé au recouvrement de coulées plus anciennes. Le versant a également subi des transformations liées au remaniement et déplacement des couches quaternaires superficielles par des processus de glissements de terrain plus ou moins profonds.

Des vestiges archéologiques de la période de Hallsstadt (2700-2300 cal BP, 750-350 BC) pourraient exister sous la forme de 14 tumuli, localisés sur le front du glissement, proche du cours de la Singine (Fig. 3.19). Des incertitudes subsistent quant à l'authenticité de cette nécropole (cf. chap. 6.4). Toutefois, si les vestiges devaient s'avérer authentiques, ils tendraient à
démontrer une totale absence d'activité de coulées de boue dans ce secteur durant les derniers 2500 ans, du fait de la préservation des 14 tombes.

## 3.5 GLISSEMENT DE LA PÜRRENA

### 3.5.1 Contexte géographique et géologique

Le glissement de la Pürrena se situe sur la rive nord-ouest du Lac Noir (Fig. 3.1, Planches 1-D et 3-A). Il borde le flanc sud du glissement de Schlossisboden (Chap. 3.4), et fait ainsi également partie du massif du Schwyberg, dont le sommet principal culmine plus au nord. D'une extension plus restreinte que le glissement de Schlossisboden, celui de la Pürrena s'étend de 1420 m d'altitude, sommet de la niche d'arrachement, à 1046 m, altitude du plan d'eau du Lac Noir. Le glissement est limité latéralement par le tracé de deux cours d'eau se déversant dans le lac (Fig. 3.23).

D'un point de vue géologique, le site de la Pürrena présente les mêmes caractéristiques que le site voisin

de Schlossisboden. De par sa juxtaposition avec ce dernier, les structures géologiques présentes sur le site de la Pürrena expriment la continuation de celles de Schlossisboden. Le glissement de la Pürrena repose ainsi sur un substrat de Flysch du Gurnigel, et plus particulièrement sur les niveaux du Cuisien, qui affleurent dans la niche d'arrachement, avec des pendages de 45° orientés vers le nord-ouest, contraires à la pente topographique (Fig. 3.24). De manière similaire au glissement de Schlossisboden, le bas du versant de la Pürrena est caractérisé par la présence d'un contact tectonique entre la nappe du Gurnigel et une étroite bande de Mélange séparant la nappe du Gurnigel des Préalpes Médianes situées plus au sud (Fig. 3.1). Ce contact se prolonge vers le nord-est jusqu'au glissement du Hohberg.

### 3.5.2 Description du glissement

Le glissement de la Pürrena se développe sur une longueur d'environ 1200 m, entre les altitudes de 1420 pour le sommet de la niche d'arrachement, et 1046 m, niveau du Lac Noir (Fig. 3.23). Il présente une largeur moyenne de 600 m, définissant une surface totale estimée à 0.6 km². Sa profondeur n'est pas définie

<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>**Fig. 3.23** Location of 3 dated wood samples on the Pürrena landslide, with sample codes and calibrated ages, and length profile illustrated in figure 3.24.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>**Fig. 3.24** Length profile of the Pürrena landslide, implying rotational movements of the sliding mass, and a possible extent of the slide plane below Lac Noir.</figcaption></figure>

avec précision, mais doit atteindre plusieurs dizaines de mètres, notamment dans la partie centrale du glissement. Le volume du glissement est estimé à environ 18 millions de m³ (RAETZO-BRÜLHART 1997). Les caractéristiques géomorphologiques du versant mettent en évidence la présence d'un glissement rotationnel (Fig. 3.24), avec une morphologie concave dans le haut du versant, sous la niche d'arrachement, et un relief convexe au pied du glissement. Entre 1100 et 1200 m d'altitude, des barres gréseuses présentent des pendages de même direction mais d'inclinaison plus forte que les niveaux affleurant dans la niche d'arrachement. Ces bancs gréseux, qui engendrent de petits reliefs marqués de contre-pentes sur la partie centrale du glissement, témoignent de mouvements rotationnels importants ayant affecté le versant de la Pürrena au cours de l'Holocène. Le plan de glissement principal, débutant au pied de la niche d'arrachement, se prolonge probablement sous le lac, mais cette hypothèse n'a pas pu être vérifiée jusqu'à ce jour (Fig. 3.24; RAETZO-BRÜLHART 1997).

Des glissements secondaires affectent la surface du versant, présentant des vitesses et profondeurs variables. Un couloir actif parcourt le centre du glissement entre 1260 et 1130 m d'altitude, alimenté en amont par de fréquentes chutes de blocs provenant de la niche d'arrachement. Ce couloir emprunte le tracé du cours d'eau drainant la partie centrale du versant. Un autre couloir actif sépare les glissements de la Pürrena et de Schlossisboden, entre 1130 et 1070 m d'altitude. L'activité du glissement de la Pürrena est ainsi principalement localisée dans la partie supérieure du versant, avec toutefois des mouvements lents, superficiels à semi-profonds, affectant la zone frontale du glissement et pouvant ainsi menacer les quelques résidences

établies au bas du versant. Le front du glissement est marqué par une diminution de la pente au voisinage de la route et par la présence de lobes de glissements au niveau des habitations.

### 3.5.3 Description des échantillons et présentation des datations

Trois échantillons ont été prélevés sur le site de la Pürrena par l'intermédiaire de Florian Strauss, du bureau privé Géolina, Fribourg. En effet, cinq sondages de reconnaissance ont été réalisés le 2 août 1999 sur une parcelle située au nord-est de la partie frontale du glissement, dans le cadre d'une expertise requise en vue de l'établissement de constructions. Ces travaux ont mis à jour divers échantillons de bois, collectés par M. Strauss, dont 3 ont fait l'objet de datations au radio-carbone. Ce sont les trois seules datations obtenues sur le site de la Pürrena.

**PUI**

Il s'agit d'un tronc d'épicéa (Picea abies) bien conservé, mesurant environ 1 m 20 de long, et présentant un diamètre moyen de 25 cm. Il provient de la fouille de sondage n° 5 (Coord. 588040/168910; Réf. Géolina-99-147), et se trouvait enfoui à une profondeur de 2 m, dans des silts gris argileux graveleux, comporitant diverses pierres et blocs ainsi que quelques morceaux de bois. Le tronc présente une séquence de 140 cernes, allant du coeur à l'écorce. Aucun signe de déstablisation n'est mis en évidence dans l'architecture des cernes, indiquant que l'abattage de l'arbre a dû survenir de manière subite et brutale. Une datation ¹⁴C a été effectuée sur les cernes 79 à 96, révélant un âge ¹⁴C de 2940 ±20 BP. Nous apportons une correction de 50 ans à la date calibrée (3210-2990 cal BP), pour obtenir
<table><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (cm)</th><th>Species</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Corrected range cal years BP</th><th>Corrected mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>PU2</td><td>588040</td><td>168910</td><td>1060</td><td>400</td><td>?</td><td>B-7771</td><td>2900 ±20</td><td>3140-2950</td><td>3045 ±95</td></tr><tr><td>2</td><td>PU1</td><td>588040</td><td>168910</td><td>1060</td><td>200</td><td>Picea abies</td><td>B-7770</td><td>2940 ±20</td><td>3160-2940</td><td>3050 ±110</td></tr><tr><td>3</td><td>PU4</td><td>588060</td><td>168865</td><td>1050</td><td>250</td><td>?</td><td>B-7772</td><td>2990 ±20</td><td>3320-3070</td><td>3195 ±125</td></tr></tbody></table>

Fig. 3.25 Wood datings arising from the Pürrena landslide. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error. Corrected dates include an age correction induced by the location of the dated samples on the inner part of the tree (cf. Fig. 2.7).

un âge de 3160-2940 cal BP (1210-990 BC) pour la mort de cet arbre, probablement liée au déclenchement d'une coulée de boue.

### PU2

Également prélevé dans le sondage 5, mais à une profondeur de 4 m, l'échantillon de bois PU2 se trouvait préservé dans des silts gris, argileux à graveleux, accompagnés de quelques pierres et blocs. Il s'agit d'une branche relativement bien conservée de 25 cm de long pour un diamètre moyen de 4 cm. La datation au radiocarbone réalisée sur cet échantillon a livré un âge $^{14}$C de 2900 ±20 BP, très proche donc de l'âge du bois PU1. Après calibration, nous obtenons un âge de 3140-2950 cal BP (1190-1000 BC) pour la mort et l'enfouissement de cette branche.

### PU4

L'échantillon de bois PU4 provient de la fouille de sondage n° 1 (Coord. 588060/168865; Réf. Géolina-99-147). Il était préservé à 2 m 50 de profondeur, dans des argiles grises silteuses, enrobant des graviers, des pierres, quelques blocs et des morceaux de bois épars. Le bois PU4 est une branche de 30 cm de long étant un diamètre moyen de 5 cm et présentant un bon état de conservation. La datation au radiocarbone réalisée sur cet échantillon a révélé un âge $^{14}$C de 2990 ±20 BP, également très proche des âges présentés par les deux autres bois datés sur le glissement. La calibration de cette date implique un âge de 3320-3070 cal BP (1370-1120 BC) pour la mort et l'enfouissement de ce bois.

### 3.5.4 Évolution dynamique du glissement durant l'Holocène supérieur

Un nombre limité de datations ont pu être établies sur le glissement de la Pürrena. Seuls trois échantillons de bois ont pu être datés, et ils sont tous les trois localisés dans un secteur restreint du versant, à savoir la marge nord-est du front du glissement (Fig. 3.23). De plus, les trois âges obtenus sont concentrés autour de 3000 cal BP (Fig. 3.25 et 3.26). L'échantillon PU4,

daté de 3195 ±125 cal BP, détermine le plus vieux signal d'instabilité ayant touché la bordure latérale gauche du glissement. Il peut s'agir d'une coulée de boue ou d'une lave torrentielle ayant affecté ce secteur du versant. Les deux autres échantillons, PU1 et PU2, datés respectivement de 3050 ±110 et 3045 ±95 cal BP, déterminent des âges synchrones et proviennent du même sondage de reconnaissance. Nous pouvons dès lors affirmer que ces deux bois ont été concernés par la même coulée de boue, qui a engendré le transport et le dépôt d'une masse importante de matériel, totalisant plus de 2 mètres d'épaisseur. L'analyse des dépôts de cette coulée démontre la présence de blocs et d'autres fragments de bois, indiquant que la coulée a dû être suffisamment puissante pour raser et emporter un nombre considérable de troncs et d'arbustes en amont du site actuel de prélèvement.

L'échantillon PU4, situé environ 45 m en aval du site des autres bois datés (Fig. 3.23), détermine un âge plus ancien que ces derniers. Il pourrait ainsi indiquer le déclenchement d'une coulée de boue ou d'une lave torrentielle ayant eu lieu quelques années à quelques dizaines d'années avant l'événement associé à l'enfouissement des deux autres bois. Les datations indiqueraient ainsi une activité élevée d'instabilités de terrain de type coulées de boue ou laves torrentielles peu avant 3000 cal BP. Les intervalles de probabilité exprimés par les dates calibrées des trois échantillons se recouvrent partiellement. Il est donc possible que les trois bois aient été concernés par le même événement. La figure 3.27 illustre le recouvrement de ces intervalles de probabilité, et présente la combinaison résultante des trois intervalles. Nous obtenons ainsi un

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Fig. 3.26 Temporal distribution of 3 wood datings originating from the Pürrena landslide.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_43.png" /></figure>

**Fig. 3.27** Combination of three close radiocarbon dates arising from the Pürrena landslide, using the OxCal software (BRONK RAMSEY 1995). The lower curve represents the best fit combination of the three curves above, expressing a 2-sigma age interval ranging between 3210 and 3060 cal BP (3135 ±75 cal BP).

âge moyen compris entre 3210 et 3060 cal BP pour un éventuel événement unique ayant conduit à l'ensevelissement des trois bois prélevés sur le site de la Pürrena. Nous présentons toutefois ce résultat avec réserves, étant donnée le faible taux de recouvrement (36.5 %; Fig. 3.27) attribué par le programme OxCal.

L'absence de datations supplémentaires plus anciennes ou plus récentes sur le site de la Pürrena ne permet pas de déterminer l'évolution du glissement au cours de l'Holocène de manière précise. Cependant, l'analyse du site par photos aériennes, associée à l'observation et l'étude du glissement sur le terrain, nous amènent à penser que des mouvements importants doivent avoir affecté le versant dès le début de l'Holocène. L'ampleur de la niche d'arrachement laisse penser que des phénomènes non négligeables de tassements dans la partie supérieure du versant, associés aux mouvements rotationnels décrits dans le chapitre 3.5.2, ont dû fortement perturber la stabilité et la morphologie du versant dès le début de l'Holocène, voire même suite au retrait glaciaire. Il est possible que les grands tassements ayant joué dans la partie supérieure du versant et contribué au déplacement de nombreux paquets de flysch compacts jusque dans la partie centrale du glissement se soient produits de manière continue durant des centaines ou des milliers d'années. L'implantation de forages profonds sur le glissement permettrait de mieux comprendre la dynamique de mise en place du glissement de la Pürrena, et de préciser l'ampleur des mouvements actuels. Une datation de la niche d'arrachement, notamment par l'application de la méthode des nuclides radiogéniques (Chap. 2.4.1), pourrait éventuellement amener à définir l'âge de mise à jour de cette niche et donc l'âge des tassements importants ayant concerné le haut du versant.

## 3.6 GLISSEMENT DE VILLARBENEY

### 3.6.1 Contexte géographique et géologique

Le glissement de Villarbeney est situé au front des Préalpes fribourgeoises, faisant face au lac de la Gruyère (Fig. 3.1). Il s'étend du lieu-dit Bifé Des sous, vers 1300 m d'altitude, jusqu'à la route cantonale reliant les villages de Villarbeney et Villarvolard, à environ 750 m d'altitude (Fig. 3.28). Le versant est exposé à l'ouest et parcouru par divers cours d'eau associés à des dépressions morphologiques jouant un rôle important dans la dynamique du versant. D'un point de vue géologique, le site de Villarbeney, de par sa position au front des Préalpes, est concerné par diverses unités tectoniques (Fig. 3.28) présentant des complexités structurales notoires (PASQUIER in press). La partie supérieure du glissement est caractérisée par la présence de formations jurassiques et crétacées appartenant à l'Ultrahelvétique, définies par une prédominance de lithologies calcaires engendrant les reliefs rocheux de la zone supérieure du versant. Cette partie frontale de la nappe de l'Ultrahelvétique repose sur le Mélange Infrapréalpin Frontal (Fig. 3.28). Cette unité tectonique est définie par un faciès de type mélange comportant une matrice tendre constituée de marnes silteuse-argileuses sombres, enrobant des éléments de taille variable se rattachant principalement à l'Ultrahelvétique. Ce mélange est daté par l'intermédiaire de l'âge des plus jeunes lentilles présentes, à savoir le Priabonien (PASQUIER in press). Finalement, sous le Mélange Infrapréalpin Frontal apparaissent les écailles de la Molasse Subalpine, représentée dans la région de Villarbeney par la Formation de Cucloz (Molasse Marine Inférieure – UMM), datant de l'Oligocène inférieur à moyen (PASQUIER in press). Cette forma-
<figure><img src="image_44.png" /><figcaption>Fig.3.28 Local tectonic context of the Villarbeney landslide area, after PASQUIER (in press).</figcaption></figure>

tion est de type détritique turbiditique, constituée de trois sortes de faciès: marnes grises, schistes marnomicacés et grès de Cucloz (PASQUIER in press).

### 3.6.2 Description du glissement

Le glissement de Villarbeney comporte deux couloirs principaux qui proviennent de diverses niches d'arrachement localisées dans le haut du versant (Fig. 3.29). Le couloir nord démarre vers 1100 m d'altitude, au pied des multiples niches d'arrachement accrochées au versant entre les lieu-dit de Bifé Dessus, Bifé Dessous et La Tservasse (Fig. 3.29). Ces niches démontrent l'activité de nombreuses chutes de pierres et de blocs, lorsque des falaises dominent les niches, et de glissements de terrain peu profonds, mais présentant des vitesses de déplacement moyennes (2 à 10 cm/an) à rapides (> 10 cm/an), liées à la pente topographique raide caractérisant le haut du versant. Le couloir nord expose des vitesses de déplacement rapides tout au long de son parcours, entre 1100 et 900 m d'altitude. La partie inférieure du glissement est caractérisée par une topographie convexe typique d'un cône d'accumulation de dépôts de coulées de boue, de laves torrentielles et de glissements. Le couloir nord se divise

en deux bras actifs distincts à l'amorce de cette zone inférieure, impliquant des déplacements non négligeables dans la partie amont de la zone inférieure. Ce cône inférieur est caractérisé par la présence de multiples lobes frontaux d'activité et de profondeur variables, dont un lobe spectaculaire situé quelques mètres en amont de la route cantonale, proche du village de Villarbeney. Le couloir sud, quant à lui, s'initie vers 980 m d'altitude, également au pied d'une niche d'arrachement, et se poursuit vers l'aval jusque vers 850 m d'altitude, où il débouche sur le cône convexe commun aux dépôts du couloir nord. Ce couloir sud est également concerné par des vitesses de déplacement rapides tout au long de son parcours, ainsi que sur la partie amont du cône inférieur.

Les profondeurs des plans de glissement actuels ne sont pas aussi importantes que celles des glissements du Hohberg ou de Falli Hölli. Le forage F2 met en évidence une surface cisaillante à environ 6 m de profondeur, tandis que le forage F1 indique la présence d'une surface similaire à environ 14 m de profondeur (Fig. 3.30). Le forage F0, situé à 980 m dans le couloir nord du glissement présente, lui, une surface de glissement à 7 m de profondeur (Réf. EPFL-Vill-80). Les
<figure><img src="image_45.png" /><figcaption>Fig. 3.29 Location of three dated wood samples on the Villarbeney landslide, with sample codes and calibrated ages.</figcaption></figure>

matériaux constituant le glissement, analysés à partir des forages réalisés sur le site, sont principalement caractérisés par des argiles et marnes plus ou moins plastiques, avec des proportions variables de silts, sables, graviers et blocs, surtout calcaires (Réf. EPFL-Vill-80). La moraine locale, présente notamment dans les forage F2 et F3, comprend un mélange un peu moins argileux des mêmes lithologies (Réf. UNIFR-Vill-79B). Quelques niveaux tourbeux ou charbonneux, ainsi que des fragments de bois incorporés dans la masse en mouvement, témoignent d'anciens sols et de la présence de végétation sur le versant au cours des derniers millénaires (Réf. EPFL-Vill-80).

L'activité majeure du glissement de Villarbeney est donc principalement concentrée dans les couloirs de transit reliant les parties supérieure et inférieure du versant. Ces couloirs empruntent le tracé des cours d'eau qui drainent le versant (Fig. 3.29), et exposent les vitesses de déplacement les plus élevées. En effet, des déplacements de plus de 2 m furent enregistrés à l'endroit du forage F0 (Fig. 3.29) pour la période s'établant de juillet 1977 à juillet 1978 (Réf. EPFL-Vill-81). Ces vitesses élevées témoignaient d'une accélération importante du glissement. Plus récemment de nouvel-

les mesures géodésiques (OSWALD 2003) effectuées sur ce glissement indiquent une nette diminution de l'activité du site par rapport à la fin des années 1970, avec toutefois des vitesses de l'ordre de 20 cm/an pour l'année 2000, exprimées dans le couloir sud du versant instable (Fig. 3.29). Les pentes raides associées aux secteurs supérieur (pente de 45%) et central (pente de 28%) sont à l'origine des mouvements de déplacement continus et rapides qui caractérisent ce glissement. De tels mouvements ont d'ailleurs dû exister dès la mise en place des dépôts post-glaciaires sur ce versant, en raison de la déclivité importante présente dans la partie supérieure du versant.

### 3.6.3 Description des échantillons et présentation des datations

Trois échantillons de bois ont pu être datés sur le site de Villarbeney. Ils ont été récoltés en 1978, lors de l'implantation de forages carottés sur le site, dans le cadre d'une étude approfondie du glissement visant à définir les causes et la dynamique du glissement, puis à proposer des mesures d'assainissement (Fig. 3.30, Réf. UNIFR-Vill-79A). Cette étude a été conjointement réalisée par l'Institut de Géologie de l'Université de
<figure><img src="image_46.png" /></figure>

**Fig. 3.30** Schematic profiles of the drillings F0, F1 and F2, carried out on the Villarbeney landslide in 1978 (réf. EPFL-Vill-80), together with radiocarbon datings performed on wood samples. Location of drillings in Fig. 3.29.

Fribourg, les Départements de Génie civil et Génie rural et géomètre de l'Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne, ainsi que le Centre d'Hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel. Les bois prélevés dans les forages ne permettent pas d'obtenir des informations détaillées sur les conditions de vie des arbres concernés, en raison de la non-conservation des structures des cernes des bois. Les fragments de bois fournissent toutefois des âges fort utiles pour interpréter l'activité du glissement dans le passé. Les codes attribués aux échantillons comportent la mention "Vil" du site de Villarbeney, suivie du numéro du forage où ont été prélevés les échantillons, et finalement la profondeur de l'échantillon sous la surface topographique, exprimée en mètres (Fig. 3.29 et 3.31).

### VilF1-7

Prélevé dans le forage F1 (Coord. 164720/575470), l'échantillon VilF1-7 était préservé à 7 m de profondeur, dans des argiles beiges plus ou moins silteuses, comportant quelques graviers et blocs (Réf. UNIFR-Vill-79B). La datation au radiocarbone effectuée sur le bois a donné un âge $^{14}$C de 450 ±50 BP. La calibration apportée à cette date livre un âge de 560-320 cal BP (1390-1630 AD) pour la mort de ce bois.

### VilF1-18

Également prélevé dans le forage 1, mais à 18 m de profondeur, cet échantillon était conservé dans une matrice silteuse-argileuse comportant des blocs et graviers (Réf. UNIFR-Vill-79B). L'analyse $^{14}$C réalisée sur
<table><caption>Fig. 3.31 Wood datings originating from the Villarbeney landslide. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error.</caption><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (cm)</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Corrected range cal years BP</th><th>Corrected mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>VilF1-7</td><td>575470</td><td>164720</td><td>925</td><td>700</td><td>B-3392</td><td>450 ±50</td><td>560-320</td><td>440 ±120</td></tr><tr><td>2</td><td>VilF1-18</td><td>575470</td><td>164720</td><td>925</td><td>1800</td><td>B-3393</td><td>900 ±70</td><td>940-680</td><td>810 ±130</td></tr><tr><td>3</td><td>VilF2-25</td><td>575225</td><td>164810</td><td>840</td><td>2470</td><td>B-3394</td><td>10190 ±130</td><td>12750-11250</td><td>12000 ±750</td></tr></tbody></table>

ce bois a donné un âge ¹⁴C de 900 ±70 BP, qui, calibré, révèle donne un intervalle de 940-680 cal BP (1010-1270 AD) pour la mort de ce bois.

### VilF2-25

Le troisième échantillon daté sur le site de Villarbeney provient du forage F2 (Coord. 164810/575225). Le bois analysé était enfoui à une profondeur de 24 m 70, dans des argiles beiges à grises enrobant quelques graviers et blocs. La datation au radiocarbone réalisée sur cet échantillon a livré un âge ¹⁴C de 10190 ±130 BP. La date calibrée obtenue est de 12'750-11'250 cal BP (10'800-9300 BC) pour la mort de cet arbre. Le très grand intervalle de probabilité attribué à l'âge de ce bois provient du faible volume de matériel livré à l'analyse ¹⁴C, qui implique une marge d'erreur considérable associée à la date ¹⁴C.

### 3.6.4 Évolution dynamique du glissement durant l'Holocène

Le nombre très limité de datations provenant du site de Villarbeney ne permet qu'un aperçu des phénomènes d'instabilités ayant affecté le versant. En revanche la répartition de ces datations dans le temps (Fig. 3.32) permet d'obtenir des informations importantes sur la mise en place et l'histoire du glissement. Le bois VilF2-25, daté de 12'000 ±750 cal BP, met en évidence la présence d'instabilités de terrain précoces, ayant concerné le versant déjà durant le Tardiglaciaire. Il s'agit probablement de coulées de boue ou de laves torrentielles ayant parcouru le versant après s'être déclenchées au niveau des niches d'arrachement actuelles. Ces événements ont dû raser et emporter des niveaux de sols et la végétation pionnière couvrant à ce moment-là le versant. Nous pouvons ainsi retrouver des fragments de bois enfouis et préservés dans les

dépôts argileux des coulées. De plus, les dépôts contenant le bois VilF2-25 sont situés juste au-dessus du contact avec la moraine argilo-graveleuse à blocaux. Cela signifie donc que l'événement ayant conduit au probable abattage de l'arbre s'est déclenché peu après le retrait glaciaire sur le site de Villarbeney, qui doit donc être antérieur à 12'500 cal BP. Cette hypothèse est soutenue par des analyses effectuées dans deux tourbières situées proches du site de Villarbeney. En effet, l'étude de la tourbière d'Echarlens (Coord. 572840/166210), située 2.5 km au nord-ouest du site de Villarbeney, a permis de démontrer que le retrait définitif du glacier de la Sarine est antérieur à 15'700 ±750 cal BP dans cette région (SCHMIDT 1985). Parallèlement, la tourbière de Bouleyres (Coord. 572800/161690), située environ 4 km au sud-ouest du glissement de Villarbeney, comporte des niveaux de gyttja datés de 15'150 ±800 cal BP (Pugin 1989), déterminant l'âge minimum de la disparition du glacier de la Sarine dans la région de Broc (Fig. 3.1). Par ailleurs, à la Croix du Montet, hameau situé 1 km au sud du site de Villarbeney, des dépôts de crues torrentielles contenant des morceaux de bois fossiles ont pu être datés aux environs de 10'900 cal BP (Pugin 1989). Ces crues provenaient du massif du Montsalvens, prolongement vers le sud du massif rocheux formant la partie supérieure du glissement de Villarbeney. Ces événements attestent donc de la poursuite de phénomènes d'instabilités de terrain dans la région de Villarbeney au début de l'Holocène.

A noter que de nombreuses terrasses mettent en évidence la présence d'un lac glaciaire plus vaste que l'actuel lac artificiel de la Gruyère, situé au même endroit, mais s'étirant de Rossens à Albeuve (Pugin 1989). Les rives de ce lac Tardiglaciaire auraient atteint la cote de 760 m, venant ainsi toucher le front du site

<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>Fig. 3.32 Temporal distribution of 3 wood datings arising from the Villarbeney landslide</figcaption></figure>
de Villarbeney. La datation d'un tronc de sapin blanc au lieu-dit Les Coins (Coord. 573250/164360), situé sur la rive opposée du lac, a permis à PUGIN (1989) de démontrer que le niveau du lac atteignait encore 720 m aux environs de 6700 ±150 cal BP.

Les deux datations suivantes provenant du glissement de Villarbeney indiquent des âges plus jeunes. Elles datent en effet de 810 ±130 (VilF1-18) et 440 ±120 (VilF1-7) cal BP. Elles témoignent de l'activité probable de laves torrentielles associées aux couloirs actifs du glissement au cours du dernier millénaire. L'absence de datations intermédiaires entre le Tardiglaciaire et l'Holocène supérieur ne peut cependant aucunement être interprétée comme une absence d'instabilités de terrain sur le site. Cette lacune chronologique est principalement due à la prospection limitée d'échantillons de bois sur le glissement de Villarbeney. La récolte de bois supplémentaires en surface ou dans de nouveaux forages permettrait sans aucun doute de combler le manque d'information quant à l'activité du glissement durant l'Holocène.

En observant les relevés de forage réalisés en 1978 (Fig. 3.30, Réf. EPFL-Vill-80), il apparaît clairement que l'épaisseur des dépôts liés à des mouvements de terrain n'est pas répartie de manière uniforme sur le versant. La moitié supérieure du versant est caractérisée par de faibles épaisseurs de matériaux meubles sur le substrat rocheux, ceci étant notamment illustré dans le forage F0 (Fig. 3.29), qui indique la présence de Flysch à une profondeur de 7 m 50. La moitié inférieure du versant expose des épaisseurs plus importantes de dépôts quaternaires, et notamment le forage F1, avec 39 m de matériaux meubles sur le substrat rocheux, interprétés comme masse glissée (Réf. EPFL-Vill-80). Le forage F2, quant à lui, présente une épaisseur de 26 m 50 de masse glissée reposant sur des dépôts morainiques (Réf. EPFL-Vill-80). Il apparaît ainsi qu'une accumulation importante de dépôts de coulées de boue, laves torrentielles et glissements de terrain s'est faite depuis le Tardiglaciaire à la sortie des deux couloirs actifs du glissement. Les couloirs ne peuvent en effet contenir une accumulation durable du fait des déplacements continus et rapides de leur couverture meuble vers l'aval. Ils transportent donc inlassablement les matériaux provenant de la zone supérieure du versant et les déposent à l'entrée sur le cône inférieur, lorsque les vitesses de déplacement tendent à diminuer. La partie inférieure doit donc, elle, réagir périodiquement face à l'accumulation progressive de matériel sur sa partie amont. Il est fort possible que cette zone inférieure ait connu des

phases d'activité de glissement de terrain importantes mais irrégulières, dépendant de l'activité des couloirs parcourant le versant. Le cône frontal a également dû connaître de multiples dépôts de laves torrentielles et coulées de boue tout au long de l'Holocène, issues des zones centrale et supérieure. Des datations supplémentaires permettraient de préciser les interactions ayant eu lieu entre les différents secteurs du glissement, l'activité dynamique de celui-ci étant fortement dépendante de l'activité propre de chaque secteur.

## 3.7 SITE DE JAUN

Les datations provenant de la localité de Jaun-Kappelboden ne sont pas associées à un site démontrant des signes actuels d'instabilité de terrain, comme c'est le cas pour les cinq autres sites décrits précédemment. Les datations enregistrent, en effet, un événement unique et important ayant eu lieu durant l'Holocène supérieur. Nous modifions dès lors la structure de ce chapitre 3.7 par rapport aux chapitres précédents, en raison des caractéristiques différentes présentées par ce site.

Cinq datations ont pu être effectuées sur des fragments de bois provenant de forages de reconnaissance réalisés en vue de la construction du pont de Kappelboden sur le tracé de la route cantonale Bulle-Boltigen (Réf. Briel-Jaun-98). Les échantillons de bois ont été prélevés en avril 1998 par MM. Hugo Raetzo et Luc Braillard, de l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg. Les bois ont été collectés dans les carottes de trois forages, F14, F18 et F19, à diverses profondeurs (Fig. 3.33). Les échantillons ont fait l'objet de datations au radiocarbone et sont brièvement décrits ci-après.

### JAU-F14-11

Prélevé à 11 m 45 de profondeur dans le forage F14 (Coord. 588034/162120), ce fragment de bois était conservé dans des graviers très silteux, argileux et sableux (Réf. Briel-Jaun-98). La datation au radiocarbone effectuée sur l'échantillon a livré un âge $^{14}$C de 2540 ±35 BP. Après calibration, nous obtenons un âge maximum de 2760-2470 cal BP (810-520 BC) pour la mort de ce bois.

### JAU-F18-9

Provenant du forage F18 (Coord. 588067/162089), l'échantillon de bois était enfoui à 8 m 80 de profondeur, dans des argiles grises très silteuses et sableuses,
<figure><img src="image_48.png" /><figcaption>**Fig. 3.33** Local geological context of the Jaun landslide area, after BOSSY (1998) and BRAILLARD (1998), exposing the location of 5 dated wood samples, together with their codes and calibrated age.</figcaption></figure>

avec quelques graviers et pierres (Réf. Briel-Jaun-98). D'autres fragments de bois étaient également préservés à 8 m de profondeur. La datation ¹⁴C réalisée sur l'échantillon a donné un âge de 2530 ±70 BP, qui, calibré, indique un âge maximum de 2760-2360 cal BP (810-410 BC) pour la mort de ce bois.

### JAU-F19-2

Ce fragment de bois a été extrait du forage F19 (Coord. 588080/162084), de niveaux silteux gris brun très graveleux, sableux et argileux localisés à 2 m 45 de profondeur (Réf. Briel-Jaun-98). L'âge ¹⁴C obtenu sur cet échantillon est de 2470 ±40 BP. Après calibration de ce résultat, nous obtenons un âge maximum de 2720-2360 cal BP (770-410 BC) pour la mort de ce bois.

### JAU-F19-3

Ce bois a également été prélevé dans le forage F19, mais à 3 m 15 de profondeur, contenu dans des argiles brun foncé silteuses, sableuses et graveleuses (Réf. Briel-Jaun-98). L'analyse au radiocarbone a déterminé un âge de 2450 ±30 BP, qui calibré, révèle un âge maximum de 2720-2350 cal BP (770-400 BC) pour ce bois.

### JAU-F19-14

Également prélevé dans le forage F19, ce bois était conservé à 13 m 70 de profondeur, dans des silts gris noir sableux, graveleux et argileux (Réf. Briel-Jaun-98). Son âge brut est de 2610 ±50 BP. La calibration apportée à cette datation indique un âge maximum de 2780-2420 cal BP (830-470 BC) pour ce bois.

Au vu des résultats obtenus par l'analyse de ces échantillons de bois, certaines caractéristiques importantes sont à relever. Tout d'abord, les datations présentées par les cinq bois datés sont toutes associées à un intervalle de temps synchrone articulé autour de 2600 cal BP (Fig. 3.34 et 3.35). Cette concordance des âges des bois laisse déjà augurer la présence d'un événement unique. De plus, les échantillons de bois analysés proviennent de forages distants de plusieurs dizaines de mètres, et sont caractérisés par des profondeurs d'enfouissement réparties entre 2 et 14 m sous la surface topographique actuelle. Cette distribution horizontale et verticale des bois met en évidence un volume considérable de matériaux meubles. La contemporanéité de ces bois implique une mise en place rapide de ces matériaux au fond de la vallée du Jaunbach (Fig. 3.33). La figure 3.36 illustre le recouvre-
<table><caption>Fig. 3.34 Wood datings arising from the Jaun landslide. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error.</caption><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (cm)</th><th>Species</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Corrected range cal years BP</th><th>Corrected mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>JAU-F19-3</td><td>588080</td><td>162084</td><td>1010</td><td>315</td><td>?</td><td>B-7602</td><td>2450 ±30</td><td>2720-2350</td><td>2535 ±185</td></tr><tr><td>2</td><td>JAU-F19-2</td><td>588080</td><td>162084</td><td>1010</td><td>245</td><td>?</td><td>B-7601</td><td>2470 ±40</td><td>2720-2360</td><td>2540 ±180</td></tr><tr><td>3</td><td>JAU-F18-9</td><td>588067</td><td>162089</td><td>1010</td><td>880</td><td>?</td><td>B-7600</td><td>2530 ±70</td><td>2760-2360</td><td>2560 ±200</td></tr><tr><td>4</td><td>JAU-F19-14</td><td>588080</td><td>162084</td><td>1010</td><td>1370</td><td>Picea sp.</td><td>ARC 1889</td><td>2610 ±50</td><td>2780-2420</td><td>2600 ±180</td></tr><tr><td>5</td><td>JAU-F14-11</td><td>588034</td><td>162120</td><td>1010</td><td>1145</td><td>?</td><td>B-7598</td><td>2540 ±35</td><td>2760-2470</td><td>2615 ±145</td></tr></tbody></table>

ment des intervalles de probabilité des cinq bois du site de Jaun, et présente la combinaison résultante des cinq intervalles. Nous obtenons ainsi un âge moyen compris entre 2740 et 2490 cal BP (790-540 BC) pour l'événement ayant conduit à l'ensevelissement des bois prélevés dans les forages de Jaun.

Nous proposons l'interprétation suivante quant à la mise en place des matériaux contenant les bois datés sur le site de Jaun-Kappelboden. Nous pensons que ces dépôts volumineux, situés actuellement en rive droite du Jaunbach à hauteur de la localité de Kappelboden (Fig. 3.33), sont la conséquence du déclenchement d'une lave torrentielle majeure issue du versant gauche de la vallée. En effet, nous considérons comme fort probable le déclenchement d'un tel processus dans le torrent drainant le versant gauche du Jaunbach, et qui rejoint ce dernier au niveau de Kappelboden. La partie supérieure de ce versant gauche est sujette à des glissements de terrain continus, affectant notamment la stabilité des pylônes du skilift de Jaun. Des instabilités de terrain caractérisent donc cette pente, et il est fort possible que le déclenchement de la lave torrentielle décrite ci-dessus ait été accompagné, voire initié, par une activité élevée des glissements de terrain dans la partie haute du versant. Cette activité intense de glissements aurait ainsi pu mobiliser de grands volumes de matériel meuble pouvant ensuite être transportés rapidement par une lave torrentielle.

L'imbrication de troncs et de branches de manière aléatoire dans un dépôt volumineux de plusieurs mètres d'épaisseur et couvrant une large superficie du fond de

la vallée du Jaunbach, tend à démontrer la présence d'un événement brutal et rapide de type lave torrentielle. En effet, l'analyse des carottes de forage met en évidence la présence de matériel principalement argileux-silteux, accompagné de graviers, pierres et blocs pouvant atteindre 2 m de diamètre (Réf. Briel-Jaun-98). Ce matériel correspond au matériel associé au dépôt de coulées de boue et de laves torrentielles. L'événement a concerné des volumes importants de matériaux meubles saturés, qui se sont déposés dans la vallée du Jaunbach, soit directement sur la roche, comme l'expose le forage F19, soit sur des sédiments de types moraines ou alluvions (Réf. Briel-Jaun-98). Il est possible que les matériaux importants déposés par la lave torrentielle majeure aient engendré une fermeture temporaire de la vallée, avec obstruction du cours du Jaunbach. L'érosion du Jaunbach aurait ensuite entaillé les matériaux meubles afin de parvenir au tracé de son lit actuel, qui isole les dépôts historiques sur la rive droite de la rivière.

Le "glissement" de Jaun doit donc être considéré au sens large du terme, et correspond en fait plus à un événement rapide et unique de type lave torrentielle, qui aurait concerné le versant gauche du Jaunbach aux environs de 2615 ±125 cal BP (Fig. 3.36). Cette interprétation doit cependant être considérée comme une hypothèse, fondée sur des données existantes restreintes. Il serait nécessaire d'acquérir des informations supplémentaires, notamment sur l'extention latérale vers l'amont et l'aval des volumineux dépôts interprétés comme des dépôts de lave torrentielle. Une hypothèse secondaire pourrait laisser entrevoir un glissement majeur du versant droit de la vallée, provenant de la pente surplombant le hameau de Kappelboden. Cependant, l'imbrication des troncs et branches de manière aléatoire dans l'ensemble des volumineux dépôts implique l'existence d'un mélange important des matériaux et des fragments de bois. Ce processus de mélange est tout à fait présent dans l'hypothèse d'une lave torrentielle. En revanche, dans le cas d'un glissement du versant droit, les troncs et branches devraient démontrer des niveaux préférentiels d'en-

<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>Fig. 3.35 Temporal distribution of 5 wood datings arising from the Jaun landslide</figcaption></figure>
**Fig. 3.36** Combination of five close radio-carbon dates arising from the Jaun lands-lide, using the OxCal software (BRONK RAMSEY 1995). The lower curve represents the best fit combination of the five curves above, expressing a 2-sigma age interval ranging between 2740 and 2490 cal BP (2615 ±125 cal BP).

Atmospheric data from Stuiver et al. (1998); OxCal v3.5 Bronk Ramsey (2000); lin r:4 sd:12 prob[chron]

<figure><img src="image_50.png" /></figure>

fouissement, au lieu d'exposer une distribution aléa-toire au sein de la masse déposée.

## 3.8 DATATIONS COMPLÉMENTAIRES PROVENANT DE SITES SUISSES

Ce chapitre présente une série de datations inédites provenant de quatre différents sites suisses concernés par l'activité de glissements de terrain ou d'éboulements durant le Tardiglaciaire et l'Holocène. Ces sites sont les suivants: vallée du Prättigau (GR), Gantrisch (BE), Stanserhorn (LU) et Mittel Leimbach (ZU) (Fig. 3.37). Les données historiques associées à ces sites ont pu être établies et collectées grâce à la collaboration de divers bureaux privés en Suisse, qui ont participé au prélèvement et à l'analyse d'échantillons de bois trouvés sur les sites lors de travaux et recherches géologiques. Les bois récoltés ne sont que rarement traités plus en détail dans le cadre des mandats associés à des

travaux techniques. Ces échantillons, et leurs datations lorsque celles-ci ont pu être effectuées par le bureau privé, nous ont été gracieusement fournis par les personnes responsables des bureaux privés, afin de mettre en valeur ces données historiques. Ces datations viennent compléter celles obtenues dans les Préalpes fribourgeoises, et permettent d'augmenter l'échelle spatiale de comparaison de l'activité des instabilités de terrain ayant affecté, non seulement le canton de Frебourg, mais le reste de la Suisse durant le Tardiglaciaire et l'Holocène.

### 3.8.1 Prättigau

La vallée du Prättigau est située au nord-est de Coire, dans le canton des Grisons, et s'étend de Klosters à Landquart, suivant le cours de la rivière du même nom (Fig. 3.38). Cette vallée est concernée par de nombreuses instabilités de terrain (NOVERRAZ et al. 1998), liées à des conditions géologiques spécifiques et à l'activité glaciaire et post-glaciaire importante ayant influencé l'évolution morphologique de la vallée. Le substratum rocheux est défini par les Schistes des Grisons (Bündnerschiefer) et le Flysch du Prättigau (Fig. 3.38) appartenant au Pennique des Grisons. Ces unités font partie de la demi-fenêtre tectonique du Prättigau, bordée au nord, à l'est et au sud par les nappes austroalpines sus-jacentes (WEH & FROITZHEIM 2001). Les Schistes des Grisons sont constitués d'alternances de grès, de marnes et d'argiles d'âge crétacétertiaire, métamorphisés lors de l'orogenèse alpine. Ces unités sédimentaires métamorphisées sont incompétentes et hautement susceptibles de générer des glissements à petite et grande échelle (WEH & FROITZHEIM 2001). Trois à quatre générations de plis sont d'ailleurs observables en divers affleurements, impliquant une structure tectonique complexe de toute la région du Prättigau (WEH & FROITZHEIM 2001).

<figure><img src="image_51.png" /></figure>

**Fig. 3.37** Location of four complementary sites presenting unpublished wood datings of landslide and rockfall events in Switzerland. G: Gantrisch, S: Stanserhorn, ML: Mittel Leimbach, P: Prättigau.
<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>**Fig. 3.38** Location of studied landslides in the Prättigau area (1: Gotschna, 2: Büel, 3: Serneus, 4: Saas, 5: Furner Tobel, 6: Seewiser Berg), together with simplified tectonic context.</figcaption></figure>

Les instabilités de terrain dans la vallée du Prättigau ont vraisemblablement débuté suite au retrait glaciaire, en conséquence de la décompression des versants bordant la vallée (NOVERRAZ et al. 1998). Les grands glissements de Saas et Gotschna sont d'ailleurs toujours actifs actuellement, tout comme le large glissement de Conters, qui fait face à celui de Saas (NOVERRAZ et al. 1998).

De nouvelles datations de phénomènes d'instabilité de terrain dans la vallée du Prättigau sont présentées dans la figure 3.39 (DAPPLES et al. in press). Elles proviennent de diverses études et investigations réalisées récemment sur l'ensemble de la vallée. 12 échantillons de bois ont été prélevés par Tomaso Lardelli (Büro für Technische Geologie, Chur) dans des forages profonds

effectués sur les glissements de Saas et Gotschna (Fig. 3.38). La réalisation de ces forages était associée à des investigations préliminaires en vue du réaménagement de la route cantonale du Prättigau au niveau du village de Saas d'une part, et d'autre part de la construction d'un pont ferroviaire des Rhätische Bahnen au niveau de Klosters, situé dans le bas du versant de Gotschna. Des échantillons de bois ont également été collectés dans le Furner Tobel et sur le Seewiser Berg (Fig. 3.38), par Peter Zwahlen (travaillant actuellement au Geotechnisches Institut, à Spiez), lors du travail de terrain associé à l'élaboration de la carte du Quaternaire du Prättigau, sur mandat de l'Office Fédéral des Eaux et de la Géologie, Berne. Nous présentons ci-dessous une brève description des échantillons et des sites de prélèvement.
<table><caption>Fig. 3.39 Wood datings arising from landslides located in the Prättigau area. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error. See figure 3.38 for landslides location.</caption><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (m)</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Calibrated range cal years BP</th><th>Calibrated mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>PRA-F-10</td><td>771400</td><td>195950</td><td>1310</td><td>10.00</td><td>B-7498</td><td>370 ±20</td><td>390-350</td><td>370 ±20</td></tr><tr><td>2</td><td>PRA-G5-10</td><td>786522</td><td>192306</td><td>1271</td><td>10.00</td><td>B-5213</td><td>810 ±40</td><td>800-660</td><td>730 ±70</td></tr><tr><td>3</td><td>PRA-G4-16</td><td>786200</td><td>192300</td><td>1300</td><td>16.50</td><td>B-5205</td><td>2050 ±30</td><td>2120-1920</td><td>2020 ±100</td></tr><tr><td>4</td><td>PRA-G6</td><td>786522</td><td>192306</td><td>1271</td><td></td><td>B-5212</td><td>3070 ±90</td><td>3470-2990</td><td>3230 ±240</td></tr><tr><td>5</td><td>PRA-SB-1</td><td>766400</td><td>208350</td><td>1540</td><td>1.00</td><td>B-7499</td><td>3520 ±30</td><td>3870-3690</td><td>3780 ±90</td></tr><tr><td>6</td><td>PRA-G2</td><td>786150</td><td>193600</td><td>1180</td><td></td><td>B-5210</td><td>4930 ±90</td><td>5910-5470</td><td>5690 ±220</td></tr><tr><td>7</td><td>PRA-SE-11</td><td>783821</td><td>196036</td><td>1027</td><td>11.50</td><td>B-5440</td><td>5830 ±150</td><td>7000-6300</td><td>6650 ±350</td></tr><tr><td>8</td><td>PRA-G1-8</td><td>786185</td><td>193650</td><td>1180</td><td>8.30</td><td>B-5209</td><td>6380 ±60</td><td>7430-7200</td><td>7315 ±115</td></tr><tr><td>9</td><td>PRA-G3</td><td>786250</td><td>193400</td><td>1180</td><td></td><td>B-5207</td><td>6880 ±90</td><td>7930-7570</td><td>7750 ±180</td></tr><tr><td>10</td><td>PRA-S4-78</td><td>781445</td><td>197622</td><td>1055</td><td>78.50</td><td>B-5206</td><td>8170 ±50</td><td>9290-9010</td><td>9150 ±140</td></tr><tr><td>11</td><td>PRA-S6-43</td><td>781230</td><td>197569</td><td>994</td><td>43.00</td><td>B-3638</td><td>9320 ±120</td><td>11100-10200</td><td>10650 ±450</td></tr><tr><td>12</td><td>PRA-S2-115</td><td>781440</td><td>197950</td><td>1118</td><td>115.40</td><td>B-5488</td><td>9770 ±80</td><td>11350-10750</td><td>11050 ±300</td></tr><tr><td>13</td><td>PRA-S3-33</td><td>781123</td><td>197965</td><td>1008</td><td>33.30</td><td>B-5489</td><td>9850 ±50</td><td>11550-11170</td><td>11360 ±190</td></tr><tr><td>14</td><td>PRA-S1-106</td><td>781440</td><td>197950</td><td>1118</td><td>106.70</td><td>B-5487</td><td>9880 ±50</td><td>11550-11170</td><td>11360 ±190</td></tr><tr><td>15</td><td>PRA-S5-58</td><td>781647</td><td>197435</td><td>1010</td><td>58.00</td><td>B-5208</td><td>9920 ±50</td><td>11560-11190</td><td>11375 ±185</td></tr><tr><td>16</td><td>PRA-BU</td><td>784070</td><td>195780</td><td>1050</td><td></td><td>B-7080</td><td>10010 ±40</td><td>11950-11250</td><td>11600 ±350</td></tr></tbody></table>

## Saas

Les six échantillons de bois prélevés sur le site de Saas proviennent tous de la base du glissement (Coordonnées moyennes: 782000/198500; Fig. 3.38 et 3.40). En effet, chaque fragment de bois était localisé à l'interface entre le glissement et les dépôts morainiques sous-jacents. Les bois étaient préservés à des profondeurs variables, entre 33 et 115 m sous la surface topographique, impliquant ainsi des épaisseurs fluctuantes de la masse instable (Fig. 3.39). Les datations obtenues sont comprises entre 9000 et 11'500 cal BP, témoignant de la mise en place de grands mouvements de terrain au début de l'Holocène sur le versant de Saas (Fig. 3.41), qui ont engendré le recouvrement des dépôts morainiques alors en place. De plus, il est fort probable que ces instabilités de terrain, de type coulées de boue et glissements de terrain, aient fortement affecté la couverture végétale pionnière de la vallée, en rasant et ensevelissant de grandes surfaces boisées. Cette hypothèse est soutenue par le fait que de nombreux fragments de bois ont pu être observés dans la majorité des forages effectués sur le site, à l'interface entre le glissement et la moraine, qui mettent en évidence la présence de zones boisées importantes établies sur les dépôts morainiques et alluvionnaires de la vallée suite au retrait glaciaire (KOBLER 1994).

## Gotschna

Les échantillons de bois provenant du glissement de Gotschna (Coordonnées moyennes: 786000/193000; Fig. 3.38) présentent des âges plus récents que ceux

analysés sur le glissement de Saas (Fig. 3.39). La plupart des bois du site de Gotschna proviennent d'environnements de dépôts sous-jacents au glissement, et recouverts postérieurement par celui-ci. En effet, les bois récoltés, par forage ou lors de travaux d'excavations, étaient préservés dans des dépôts fluviatiles, lacustres ou alluvionnaires, situés à proximité du contact avec la base du glissement de Gotschna. Ces datations

<figure><img src="image_53.png" /><figcaption>Fig. 3.40 Location of the dated wood samples of the landslides of Saas and Gotschna, and the sites of Büel and Serneus.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>Fig. 3.41 Temporal distribution of 16 wood datings arising from landslides located in the Prättigau area. See figure 3.38 for landslide location</figcaption></figure>

tions ne déterminent donc pas directement des phases d'activité propres du glissement, mais des âges maximum pour de telles activités passées. Cependant, les signes indirects de l'activité du glissement de Gotschna suggèrent la présence de réactivations successives au cours de l'Holocène (Fig. 3.41). Les 3 dates comprises entre 8000 et 5500 cal BP témoignent de la présence de mouvements considérables du glissement en direction de la ville actuelle de Klosters (Fig. 3.40). En d'autres termes, durant cet intervalle de temps, la partie nord du versant de Gotschna semble subir des déplacements importants qui engendrent le recouvrement de dépôts fluviatiles et lacustres reposant dans le fond de la vallée. En revanche, après 3500 cal BP, les datations obtenues sur le site mettent en évidence une progression de la partie sud du glissement, qui provoque le recouvrement de dépôts morainiques et fluviatiles.

### Furner Tobel

Le tronc de bois prélevé par Peter Zwahlen dans le fond de la vallée du Furner Tobel, localisée entre Fideris et Schiers (Fig. 3.38), était situé à une profondeur de 10 m, enrobé dans les matériaux de dépôt d'une lave torrentielle comportant de nombreux galets et blocs (Coord. 771400/195950). Les dépôts se situent en contact direct sur la moraine de fond, et exposent de nombreux troncs et branches au niveau de ce contact. Un de ces échantillons de bois a fait l'objet d'une datation au radiocarbone, qui a révélé un âge de 370 ±20 BP. Nous utilisons cet âge ¹⁴C tel quel, sans apporter de calibration, du fait de la bonne concordance des âges ¹⁴C et calendaires durant les derniers 400 ans (Fig. 3.39).

### Seewiser Berg

De nombreux morceaux de bois ont été observés par Peter Zwahlen sur le Seewiser Berg, au lieu-dit

Wurzaneina (Coord. 766400/208350) lors des travaux de cartographie du Quaternaire du Prättigau. Les bois ont été mis à jour suite à des glissements superficiels ayant eu lieu au printemps 1999. Les bois étaient situés à 1540 m d'altitude, distribués au niveau du contact entre la moraine de fond et des dépôts superficiels de 1-2 m d'épaisseur. La datation au radiocarbone effectuée sur un des bois a livré un âge de 3520 ±30 BP, qui calibré, indique un âge de 3780 ±90 cal BP pour la mort de ce bois. L'imbrication de nombreux bois dans la partie supérieure de la moraine de fond apporte quelques problèmes d'interprétation. L'âge de ces bois ne pouvant en aucun cas refléter l'âge de la mise en place des dépôts morainiques plus anciens, il faut donc considérer un processus dynamique important, de type coulée de boue ou glissement de terrain, ayant pu recouvrir cette moraine en y imbriquant au passage des troncs et branches abattus plus haut dans le versant.

### Büel

Un échantillon de bois a été prélevé dans une tranchée effectuée lors de la construction du pont Sunniberg, qui traverse la vallée du Prättigau quelques kilomètres en aval de Klosters (Coord. 784070/195780; Fig. 3.38). Le tronc était préservé dans une poche silteuse confinée dans des niveaux grossiers interprétés comme les dépôts d'un éboulement. Cependant, les roches constituant les matériaux éboulés ne correspondent pas du tout aux lithologies présentes sur le versant droit de la vallée, en amont du lieu actuel de prélèvement. La datation au radiocarbone réalisée sur le bois a livré un âge de 10'010 ±40 BP. La calibration apportée à cette date détermine un âge de 11'600 ±350 cal BP pour la mort de l'arbre. La date de ce bois détermine l'âge le plus vieux obtenu dans la vallée du Prättigau. Il est possible que les matériaux éboulés se soient déposés sur le glacier du fond de la vallée
du Prättigau, lors de la récurrence glaciaire du Dryas Récent, et aient été transportés vers l'aval par l'action du glacier, avant de se déposer sur le site de Büel. L'éboulement aurait donc eu lieu plus en amont dans la vallée du Prättigau.

## Serneus

Un autre échantillon de bois a pu être prélevé dans le fond de la vallée du Prättigau, environ 350 m au nord-ouest du site de Büel (Fig. 3.38). Le bois provient d'un forage (Coord. 783821/196036) réalisé à l'est de la localité de Serneus, dans le cadre du réaménagement de la route cantonale du Prättigau. Le bois était enfoui à 11 m 50 de profondeur, dans la partie supérieure de niveaux grossiers interprétés comme dépôts d'éboulement. La datation ¹⁴C réalisée sur le bois a donné un âge de 5830 ±150 cal BP. Après calibration, nous obtenons un âge de 6650 ±350 cal BP pour la mort de ce bois et le déclenchement de l'éboulement ayant conduit à son enfouissement.

La série de 16 datations originales provenant de la vallée du Prättigau apporte de nouvelles et riches informations sur l'activité des instabilités de terrain dans les Alpes orientales suisses au cours de l'Holo-cène (Fig. 3.41). En effet, les datations obtenues ont permis de déterminer l'existence de différents proces-sus gravitaires importants ayant affecté la stabilité des versants du Prättigau. Les observations et analyses effectuées ont notamment pu démontrer la mise en place d'instabilités de terrain de type coulées de boue, laves torrentielles, glissements de terrain et éboulements dès le retrait glaciaire. Certains grands glisse-ments de terrain, comme ceux de Saas et Gotschna démontrent d'ailleurs encore actuellement des signes d'activité importants.

## 3.8.2 Gantrisch

Des fragments de bois ont pu être récoltés dans un forage carotté de 18 m 50 de profondeur effectué sur la route parcourant la vallée du Gantrisch, au lieu-

dit Rächte Hengst (Coord. 596680/173250; Fig. 3.42). M. Hanspeter Ris, du bureau GEOTEST, Zollikofen, chargé du levé de forage, nous a averti de la présence de bois dans les carottes de forage. Nous avons donc pu prélever un certain nombre de fragments de bois dont les séries de quelques cernes successives n'ont malheureusement pas pu fournir d'informations sur les conditions de vie de l'arbre. Les morceaux de bois étaient en effet fortement déchiquetés et démontraient des structures mal conservées. Les bois étaient con-finés vers 16 m de profondeur, enrobés dans des silts gris foncé légèrement argileux, contenant du sable et peu de graviers (Réf. GEOTEST-98217.1). Une dat- tion au radiocarbone a pu être réalisée sur quelques morceaux de bois, et a révélé un âge de 5750 ±30 BP. La calibration de ce résultat révèle un âge maximum de 6545 ±95 cal BP pour la mort et l'enfouissement de ce bois (Fig. 3.43). Le forage a également fait l'objet de mesures inclinométriques, qui ont mis en évidence la présence de mouvements lents à moyennement rapi-des affectant les matériaux meubles de surface. En effet deux plans de glissement se superposent dans la masse instable. Le premier se trouve à environ 16 m 50 de profondeur, soit juste au-dessous des niveaux sil-teux ayant livré les bois. Ceci peut en partie expliquer

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>Fig. 3.42 Contour line of the Gantrisch landslide, with location of the borehole containing the dated wood sample, on the toe of the sliding mass.</figcaption></figure>

<table><caption>Fig. 3.43 Wood datings arising from three different landslides in Switzerland: Gantrisch (BE), Stanserhorn (LU) and Mittel Leimbach (ZU). See figure 3.37 for landslides location. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error. Corrected date of STA-15 includes an age correction of 25 years induced by the analysis of the whole 50 tree-rings of the tree (cf. Fig. 2.7).</caption><thead><tr><th></th><th>Code</th><th>Locality</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Depth (cm)</th><th>Lab code</th><th>Radiocarbon years BP</th><th>Corrected range cal years BP</th><th>Corrected mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>GAN-16</td><td>Gantrisch</td><td>596680</td><td>173250</td><td>1190</td><td>1600</td><td>B-7434</td><td>5750 ±30</td><td>6640-6450</td><td>6545 ±95</td></tr><tr><td>2</td><td>STA-15</td><td>Stanserhorn</td><td>665150</td><td>198550</td><td>1130</td><td>1450</td><td>ARC-1885</td><td>2530 ±40</td><td>2725-2435</td><td>2580 ±145</td></tr><tr><td>3</td><td>LEI-15</td><td>Mittel Leimbach</td><td>681214</td><td>242019</td><td>505</td><td>1450</td><td>B-7768</td><td>11450 ±70</td><td>13850-13150</td><td>13500 ±350</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_56.png" /><figcaption>**Fig. 3.44** Temporal distribution of three wood datings arising from three distinct landslides in switzerland: Gantrisch (BE), Stanserhorn (LU), Mittel Leimbach (ZU). See figure 3.37 for landslides location.</figcaption></figure>

la mauvaise préservation de la structure des bois, qui peut toutefois aussi être liée à une désagrégation lors de la réalisation du forage. Une deuxième surface de glissement se présente à environ 11 m de profondeur. Les mesures inclinométriques ont pu préciser les vitesse-s de déplacement de la masse entre le 2 décembre 1998 et le 23 juin 1999 (Réf. GEOTEST-98217.1). L'intervalle compris entre les deux plans de glissement se déplace à la vitesse moyenne de 2 cm/an, tandis que la zone superficielle atteint, elle, une vitesse moyenne de 9 cm/an. Ces déplacements conséquents engendrent des déformations périodiques de la route traversant la zone instable.

La datation effectuée sur les bois du forage démontre la présence d'instabilités locales sur ce versant à l'Holocène moyen. Cependant, bien qu'une seule datation ait été réalisée sur ce site, il ne fait aucun doute que de nombreuses et successives instabilités de terrain ont dû être générées dès le retrait glaciaire. En effet, le site est localisé sur un substrat de flysch appartenant à la nappe du Gurnigel, qui constitue le prolongement vers le nord-est des mêmes formations de flysch définissant une partie du substrat du glissement du Hohberg (Fig. 3.1). Dès lors, le retrait des glaciers a dû engendrer la mise en place de divers processus gravitaires de type coulées de boue, laves torrentielles, chutes de blocs et glissements de terrain. La combinaison et la succession de ces processus au cours de l'Holocène ont fini par livrer le contexte morphologique actuel du versant. Les fragments de bois datés d'environ 6500 cal BP (Fig. 3.44) ont probablement dû être concernés par le déclenchement d'une coulée de boue sur le versant. Puis, de nouvelles coulées ont dû venir recouvrir les dépôts précédents. L'empilement de ces dépôts gravitaires a certainement été remobilisé par des glissements de terrain, tel que l'illustre la situation actuelle, avec une activité de glissement de terrain marquée, impliquant des dépôts anciens présents sur le versant.

### 3.8.3 Stanserhorn

Le massif du Stanserhorn, constituant la klippe préalpine du même nom, est situé au sud de Lucerne et du lac des Quatre Cantons (Fig. 3.45). Il a été affecté durant l'Holocène par de nombreuses instabilités rocheuses, et plus particulièrement un é boulement majeur à l'Holocène supérieur. Cet événement a provo-

<figure><img src="image_57.png" /><figcaption>**Fig. 3.45** Delimitation of the area affected by the Stanserhorn rock avalanche, including the perimeters of the accumulation zone and the main scarp. Black dot: location of the dated wood sample at the front of the fallen mass.</figcaption></figure>
qué la chute d'un volume de roche important, qui s'est déposé au pied du versant ouest du massif (Fig. 3.45), sur des formations de la nappe helvétique du Wildhorn. La surface recouverte par les matériaux éboulés est considérable, s'étendant sur plusieurs kilomètres carrés. La découverte de troncs de bois, sur un affleurement mis à jour dans une décharge de Cholwald (Coord. 665150/198550), située 1.5 km à l'est de la ville d'Alpnach, a permis d'apporter des précisions sur l'âge de l'éboulement du Stanserhorn. Un échantillon de bois a pu être prélevé par M. Beat Keller, du bureau Mengis + Lorenz AG, Lucerne. Il était situé à 14 m 50 de profondeur, au sommet d'un horizon pédogénéisé constitué d'une diamictite associée à une moraine de fond altérée. Au-dessus de ce niveau, une couche de plus de 10 m de blocs et pierres anguleux, accompagnés de sable, correspond aux dépôts de l'éboulement du Stanserhorn. La présence de bois reposant sous les matériaux éboulés permet donc de donner un âge maximum à l'événement gravitaire. En effet, les arbres alors établis sur les dépôts morainiques ont été rasés et ensevelis par les matériaux de l'éboulement. L'échantillon prélevé, une branche de hêtre (Fagus sylvatica), comporte une séquence d'environ 50 cernes, dont le dernier cerne est proche. Une datation au radiocarbone a été réalisée sur l'ensemble des cernes du bois, et a révélé un âge de 2530 ±40 BP. Une correction de 25 ans est apportée à la date calibrée (2750-2460 cal BP), et permet d'obtenir un âge de 2580 ±145 cal BP pour la mort de ce bois (Fig. 3.43 et 3.44). La datation de cet échantillon détermine également un âge maximum pour l'éboulement du Stanserhorn, situé au début de l'âge du Fer.

### 3.8.4 Mittel Leimbach

Les collines de molasse (Molasse d'eau douce supérieure, d'âge Tortonien - OSM) situées à l'ouest du lac de Zürich ont subi des instabilités de versant importantes durant la période postglaciaire. En effet des tassements d'ampleur importante ont modifié drasiquement le paysage local de cette région suite au retrait glaciaire. Un exemple est donné par le tassement du flanc nord-est de la colline d'Auegsterberg, située entre Affoltern et Langnau (Coordonnées moyennes 679500/236500; Fig. 3.46). Cet événement postglaciaire a entraîné la fermeture de la vallée de la rivière Reppisch, ayant pour conséquence la création du Türlersee (JÄCKLI 1989). Aucune information n'existe cependant quant à l'âge de ce tassement important. Un phénomène de tassement similaire a concerné une partie du flanc est de la chaîne de l'Albis, au niveau de la localité de Mittel Leimbach (Fig. 3.37 et 3.46).

<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>Fig. 3.46 Location of the postglacial settlement sites of Mittel Leimbach and Auegsterberg, that affected large volumes of molasse (OSM - Upper Freshwater Molasse).</figcaption></figure>

Ce tassement a engendré le déplacement de dizaines de millions de m³ de roches molassiques de la crête de l'Albis à la vallée de la Sihl. Les paquets de roche tassées sont venus se superposer aux dépôts postglaciaires fluviatiles de la Sihl. L'épaisseur de la masse tassée est d'environ 30 à 50 m, mais peut atteindre 100 m dans la partie supérieure du versant (JÄCKLI 1989). Une campagne de forages de reconnaissance a été réalisée en automne 2000 sur la bordure sud du tassement de Mittel Leimbach, dans le cadre d'un projet de construction de lotissement. M. Roger Rey, du bureau privé Dr. von Moos AG, Zürich, chargé du relevé des forages, a pu prélever dans un forage (Coord. 681214/242019) des fragments de bois situés juste au-dessous de la masse tassée de Mittel Leimbach. En effet, les petits morceaux de bois étaient situés à 14 m 50 de profondeur, dans des silts gris très argileux comportant quelques passages sableux et graveleux (Réf. vonMoos-6832-00). Or, les niveaux recouvrant ces matériaux meubles sont caractérisés par des couches molassiques compactes impliquées par le tassement postglaciaire. Les bois peuvent donc apporter une précision de l'âge de la mise en place des dépôts
tassés dans la vallée de la Sihl. Une datation au radio-
carbone a été réalisée sur les fragments de bois pré-
servés sous la masse tassée, et a donné un âge de
11'450 ±70 BP. Après calibration, nous obtenons un
âge de 13'500 ±350 cal BP pour le bois analysé (Fig.
3.43). Ce résultat correspond également à un âge maxi-
mum pour le grand tassement de Mittel Leimbach, qui
démontre ainsi la présence d'instabilités de terrain con-

sidérables dans cette région du plateau suisse durant
le Tardiglaciaire (Fig. 3.44). Il est possible que le tas-
sement d'Auegsterberg ait également eu lieu durant
cette même période, suite au retrait glaciaire du pla-
teau suisse. En conséquence de la décompression pos-
tglaciaire, les reliefs molassiques ont pu être affectés
par des tassements et glissements profonds tels que
ceux d'Auegsterberg et de Mittel Leimbach.

*****
## 4 - ACTIVITÉ DES INSTABILITÉS DE TERRAIN EN SUISSE ET EN EUROPE AU COURS DU TARDIGLACIAIRE ET DE L'HOLOCÈNE

Les datations de bois présentées au chapitre 3 proviennent en grande partie de sites localisés dans les Préalpes fribourgeoises (Fig. 3.1). Ces datations, interprétées en terme d'événements, témoignent de l'activité de processus dynamiques variés ayant engendré des instabilités de terrain dans les Préalpes durant le Tardiglaciaire et l'Holocène. En effet, l'analyse des différents sites d'étude et de leurs datations associées met en évidence l'activité de multiples phénomènes gravitaires ayant oeuvré dès la fin de la dernière glaciation. Nous avons ainsi pu déterminer l'existence de coulées de boue, de laves torrentielles, de chutes de blocs et d'éboulements, ainsi que la mise en place et l'activité récurrente de glissements de terrain. Dans le chapitre 4.1, ces données sont mises en commun, afin de permettre des comparaisons spatiales et temporelles de l'activité des instabilités de terrain dans le canton de Fribourg suite au retrait glaciaire. Ces comparaisons sont ensuite étendues à d'autres sites suisses possédant des données corrélables (Chap. 4.2), et sont, en dernier lieu, mises en parallèle avec des résultats obtenus sur des sites européens, relevés dans la littérature (Chap. 4.3).

### 4.1 ACTIVITÉ POSTGLACIAIRE DES INSTABILITÉS DE TERRAIN DANS LE CANTON DE FRIBOURG

Les données historiques récoltées sur les sites du Hohberg, de Falli Hölli, de Schlossisboden, de la Pürrena, de Villarbeney et de Jaun sont présentées dans la figure 4.1. Les datations, effectuées sur des échantillons de bois prélevés dans les masses instables

de chaque site, démontrent la présence d'une répartition hétérogène d'événements d'instabilités de terrain dans le canton de Fribourg au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. En effet, la répartition chronologique de ces événements est constituée de différentes périodes exprimant une occurrence élevée, moyenne ou restreinte des instabilités de terrain.

Deux enregistrements d'instabilités précoces proviennent des sites du Hohberg et de Villarbeney. Ces deux sites présentent, en effet, les plus anciennes datations d'instabilités de versant dans le canton de Fribourg, à savoir 13'600 ±450 cal BP pour le Hohberg, et 12'000 ±750 cal BP pour Villarbeney. Elles déterminent, dans les deux cas, des processus gravitaires de type coulées de boue ou laves torrentielles, ayant affecté des versants encore peu stabilisés par la végétation suite au retrait glaciaire. Ces enregistrements d'instabilités pionnières sont suivis par une série d'événements ayant simultanément concerné les sites du Hohberg et de Schlossisboden entre 11'000 et 10'250 cal BP (Fig. 4.1). Ces datations témoignent de phénomènes d'instabilités de terrain ayant eu lieu durant le Préboréal, suite à la période froide du Dryas Récent. Les deux sites sont situés à proximité l'un de l'autre, dans la vallée du Lac Noir. Il est donc fort probable que les instabilités enregistrées sur ces sites aient été conditionnées par des changements environnementaux similaires et synchrones au cours du Préboréal.

Suite à la manifestation de diverses instabilités de terrain sur des sites distincts du canton de Fribourg entre 14'000 et 10'200 cal BP, une période de 4000
<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>**Fig. 4.1** Temporal distribution of 69 wood datings originating from six distinct landslides located in the canton of Fribourg, Switzerland. Grey-shaded rectangles delimit periods of enhanced slope instabilities: 11000-10250, 6250-4800, 3600-2100, 1700-300 cal BP. See fig. 3.1 for landslides location.</figcaption></figure>

ans témoigne d'une activité fortement réduite de telles instabilités. En effet, seul un échantillon de bois, provenant du site du Hohberg, enregistre le déclenchement d'une probable coulée de boue datée de 6990 ±190 cal BP. Aucun des cinq autres sites étudiés n'a livré d'indices complémentaires quant à d'éventuelles instabilités de terrain ayant eu lieu durant cet intervalle de temps considérable. De plus, l'analyse des successions de matériaux meubles constituant les masses glissées démontre un nette diminution des dépôts gravitaires durant le Boréal et l'Atlantique Ancien. Ceci est notamment observable sur le site du Hohberg (Fig. 3.9).

Une nouvelle période d'instabilités de terrain accrues met fin aux 4000 ans de calme relatif. Cette période s'étend de 6250 à 4800 cal BP et démontre l'existence de multiples instabilités de terrain sur les sites du Hohberg, de Falli Hölli et de Schlossisboden (Fig. 4.1). Les datations effectuées sur ces trois sites déterminent la présence d'instabilités de terrain de type coulées de boue et glissements de terrain se succédant les unes aux autres dans le temps. Comme nous l'avons déjà mentionné au chapitre 3.4.4, les événements dynamiques importants ayant affecté le site de Schlossisboden aux environs de 6100 cal BP pour-

raient avoir engendré la fermeture de la vallée de la Singine, avec, pour conséquence, la création du Lac Noir. Cette hypothèse sera exposée plus en détail dans le chapitre 5. Il apparaît toutefois que le site du Hohberg présente également un signe d'activité durant cette période (Fig. 4.1). Des conditions environnementales et climatiques spécifiques pourraient donc avoir généré des instabilités de terrain importantes peu avant 6000 cal BP dans la région du Lac Noir, induisant des modifications considérables du paysage et de la morphologie de la vallée de la Singine.

Entre 4800 et 3600 cal BP, seuls deux événements instables sont décelés, sur les sites du Hohberg et de Falli Hölli (Fig. 4.1). Ce faible nombre de datations pourrait à nouveau déterminer une période d'activité réduite des instabilités de terrain dans les Préalpes frbourgeoises, de manière similaire à la période s'étalant de 10250 à 6250 cal BP.

Durant l'intervalle de temps compris entre 3600 et 2100 cal BP, de nombreux indices d'instabilités de terrain sont exposés par cinq des six sites étudiés (Fig. 4.1). En effet, seul le glissement de Villarbeney ne présente aucune datation correspondant à cette période. Les premiers événements sont enregistrés sur les sites
du Hohberg et de Falli Hölli, aux environs de 3450 cal BP. Des datations viennent ensuite confirmer la présence d'instabilités de terrain sur les autres sites localisés dans la région du Lac Noir, à savoir les sites de Schlossisboden, de la Pürrena et de Jaun (Fig. 3.1). Les instabilités de terrain, caractérisées par des coulées de boue, des laves torrentielles et des glissements de terrain, se succèdent temporellement d'un site à l'autre ou sur le même site. Mais il apparaît aussi clairement que certaines datations provenant de sites distincts déterminent des âges synchrones. C'est le cas notamment aux environs de 3100 cal BP, où pas moins de trois sites enregistrent la présence de mouvements de terrain. Il s'agit des sites de Falli Hölli, de Schlossisboden et de la Pürrena (Fig. 4.1). La fin de la période de fréquence élevée d'instabilités de terrain comprise entre 3600 et 2100 cal BP est marquée par une nouvelle apparition d'événements synchrones sur les sites étudiés. Cette phase se situe aux environs de 2500 cal BP et comprend notamment les cinq datations de Jaun, interprétées comme l'enregistrement d'une lave torrentielle majeure ayant recouvert le fond de la vallée du Jaunbach. A cela viennent s'ajouter des datations synchrones provenant des site du Hohberg, de Falli Hölli et de Schlossisboden, qui confirment l'occurrence élevée d'instabilités de terrain vers 2500 cal BP dans les Préalpes fribourgeoises.

Les deux derniers millénaires sont également caractérisés par une période d'instabilités de terrain marquées, qui s'étend de 1700 à 300 cal BP (Fig. 4.1). Cette période se distingue notamment par de nombreuses instabilités de terrain affectant le site du Hohberg. En effet, une série de 15 datations se succèdent ou se superposent durant cet intervalle, induisant une fréquence élevée de mouvements de terrain pour ce site. Ces datations sont associées à des événements synchrones affectant plusieurs sites. C'est le cas notamment vers 650 cal BP, période à laquelle les sites du Hohberg, de Falli Hölli et de Schlossisboden présentent chacun des mouvements de terrain, de type glissements ou coulées de boue. Il est cependant important de relever que la période s'étalant de 1000 à 750 cal BP ne comporte qu'un nombre restreint de signes d'activités, comparés aux siècles antérieurs et postérieurs. En effet, seules 2 datations concernent cet intervalle, ce qui pourrait signifier une activité plus faible des instabilités de versant durant cette courte période.

La répartition temporelle des instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises au cours du Tardi-

glaciaire et de l'Holocène présente une distribution hétérogène. En effet, la fréquence des instabilités de terrain, de type coulées de boue, laves torrentielles ou glissements de terrain, varie au cours des derniers 14'000 ans. La figure 4.1 illustre ces répartitions variables d'événements, et démontre la présence de quatre périodes caractérisées par des occurrences élevées d'instabilités de terrain. Le premier intervalle, compris entre 11'000 et 10'250 cal BP, met en évidence des mouvements précoces importants au début de l'Holocène. La période suivante n'apparaît que 4000 ans plus tard, s'étalant de 6250 à 4800 cal BP, durant l'Holocène moyen. Les deux dernières périodes d'instabilités accrues se mettent en place suite à la phase chaude de l'optimum climatique du Subboréal, et déterminent les intervalles de temps suivants: 3600-2100, et 1700-300 cal BP.

## 4.2 ACTIVITÉ POSTGLACIAIRE DES INSTABILITÉS DE TERRAIN EN SUISSE

La mise en commun, au chapitre 4.1, des datations d'instabilités de terrain provenant des sites d'étude du canton de Fribourg, a permis de préciser la distribution de tels phénomènes durant le Tardiglaciaire et l'Holocène. Quatre périodes, caractérisées par des fréquences élevées de mouvements de terrain, ont ainsi pu être déterminées pour le canton de Fribourg (Fig. 4.1). L'étape suivante est d'élargir la comparaison de tels phénomènes d'instabilités de terrain à l'ensemble du territoire suisse. En effet, de nombreuses datations de phénomènes gravitaires tels que coulées de boue, laves torrentielles, glissements de terrain ou éboulements, ont été réalisées sur des sites suisses et sont présentées ci-après.

### 4.2.1 Description des sites

La première comparaison est faite avec des datations inédites, associées à ce travail de doctorat et qui ont été présentées en détail dans le chapitre 3.8. Nous reprenons ainsi les données historiques provenant des sites du Prättigau, du Gantrisch, du Stanserhorn et de Mittel Leimbach (Fig. 3.37, 3.39 et 3.41). Les séries de datations obtenues sur les quatre sites respectifs sont illustrées sur la figure 4.2. Il ressort clairement que la répartition des datations des quatre sites suisses cités précédemment n'est pas régulière au cours des derniers millénaires. Le site de Mittel Leimbach met en évidence la présence de grands tassements de versant affectant les environs du lac de Zürich au cours
<table><thead><tr><th colspan="2">LATE GLACIAL</th><th colspan="8">HOLOCENE</th></tr><tr><th>Allerød</th><th>Younger Dryas</th><th>Preboreal</th><th>Boreal</th><th>Older Atlantic</th><th>Younger Atlantic</th><th>Subboreal</th><th>Older Subatlantic</th><th>Younger Subatl.</th></tr></thead></table>

<figure><img src="image_60.png" /></figure>

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

<figure><img src="image_62.png" /></figure>

<figure><img src="image_63.png" /></figure>

<table><thead><tr><th colspan="2">Absolute datings (dendrochronology or archives)</th><th colspan="2">Radiocarbon datings including error margins (2 sigma)</th></tr><tr><th>× Single event</th><th>≈ Event preceded by a period of slope instability</th><th>Single event</th><th>Period of slope instability (white)</th></tr></thead></table>
de l'Allerød (Fig. 4.2). Un signal d'événement synchrone est également décelé dans les Préalpes fribourgeoises, et plus précisément sur le site du Hohberg. Il s'agit dans ce cas de l'enregistrement d'un événement de coulée boueuse sur le versant du Hohberg. Les mouvements précoces du versant de Mittel Leimbach sont suivis par la série d'événements ayant affecté la vallée du Prättigau, et notamment le site de Saas, à la fin du Dryas Récent et durant le Préboréal (Fig. 3.38 et 3.40). Ces datations sont également synchrones avec des indices d'instabilités de terrain associées aux Préalpes fribourgeoises. En effet, l'intervalle de temps compris entre 12'000 et 10'000 cal BP est caractérisé par des phénomènes de mouvements de terrain affectant de manière synchrone les Alpes de Suisse occidentale et orientale. Il est toutefois important de noter que la période de fréquence élevée d'instabilités définies dans le canton de Fribourg, s'étalant de 11'000 à 10'250 cal BP, ne se corrèle pas exactement avec la période d'occurrence élevée d'instabilités dans la vallée du Prättigau. Cette dernière, comprise entre 11'550 et 10'750 cal BP, démontre en effet un décalage d'environ 500 ans par rapport à l'intervalle de fréquences élevées d'événements instables décelés sur les sites fribourgeois (Fig. 4.2).

Une série de cinq datations, réparties entre 7900 et 5500 cal BP, met en évidence des instabilités de terrain de type coulées boueuses, glissements de terrain et éboulements ayant concerné les versants de la vallée du Prättigau ainsi que le site du Gantrisch (Fig. 3.37 et 4.2). Cette succession d'événements montre également un décalage dans le temps par rapport à la période de fréquences élevées d'instabilités enregistrées dans le canton de Fribourg, définie entre 6250 et 4800 cal BP. La datation provenant du Gantrisch peut toutefois être assimilée à la série de datations fribourgeoises, du fait de la proximité de ce site et de la région du Lac Noir. Elle démontre dès lors la présence d'instabilités de terrain sporadiques précédant la période de 6250 à 4800 cal BP. Ceci est également soutenu par l'événement daté de 6990 ±190 cal BP provenant du site du Hohberg. Les six datations récentes obtenues sur les sites du Prättigau et du Stanserhorn correspondent

<figure><img src="image_64.png" /><figcaption>**Fig. 4.3** Location of Swiss sites presenting historical data of slope instabilities (literature data). C: Converney-Taillepied, La Cornalle - Les Luges (VD), T: La Trème (FR), CM: La Croix du Montet (FR), LN: Bad - Lac Noir (FR), F: La Frasse (VD), P: Les Parchets, Le Belvédère, La Lavanche, La Sausse-Villars (VD), D: Derborence (VS), G: Goldau (SZ), FL: Flims (GR), B: Brattas - St-Moritz (GR).</figcaption></figure>

en moyenne aux périodes de fréquences élevées de mouvements de terrain établies pour les Préalpes fribourgeoises. Elles attestent globalement l'existence de nombreuses instabilités de terrain au cours des derniers 4000 ans.

En complément des données suisses inédites présentées ci-dessus, nous prenons en compte une série de datations d'instabilités de terrain réalisées sur de multiples sites suisses et publiées dans la littérature. Les différents sites étudiés sont localisés sur la figure 4.3 et les datations associées à chaque site sont présentées sur les figures 4.2 et 4.4. Les sites et leurs datations respectives ne font l'objet que d'une description succincte dans les paragraphes suivants, en vue de permettre l'intégration des datations publiées dans cette analyse comparative de sites suisses.

Le site de la Frasse est localisé dans les Préalpes vaudoises, entre Aigle, Le Sépey et Leysin (Fig. 4.3). Il est caractérisé par des processus de glissements de terrain profonds, affectant une épaisseur de matériaux quaternaires oscillant entre 40 à 50 m dans le bas du versant et 60 à 100 m dans la partie supérieure du glissement (NOVERRAZ et al. 1998). Des datations au radio-carbone ont pu être effectuées sur trois fragments de bois prélevés dans des forages profonds (SCHÖNEICH 1998). Deux des échantillons étaient préservés à la base du glissement, et semblent correspondre à l'invasion du fond de la vallée par des masses glissées, au cours du Préboréal (Fig. 4.2; NOVERRAZ et al. 1998). Ils sont datés respectivement de 10'650 ±450 et 10'475 ±275 cal BP. Ces dates correspondent parfaitement
<table><caption>**Fig. 4.4** Description of various Lateglacial and Holocene landslide, mudflow and rockfall events in Switzerland. Coordinates in italics represent mean or estimated location of sites. Radiocarbon dates are calibrated with a 2 sigma error, using the OxCal software. The periods of increased landsliding (sites 2 and 10) are based on series of dendrochronological and/or radiocarbon datings that are not detailed here.</caption><thead><tr><th></th><th>Site</th><th>Canton</th><th>Longitude (m)</th><th>Latitude (m)</th><th>Altitude surf. (m)</th><th>Dated material</th><th><sup>14</sup>C Lab code</th><th><sup>14</sup>C years BP</th><th>Calibrated range cal years BP</th><th>Calibrated mean cal years BP</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">1</td><td rowspan="3">La Frasse<br>(SCHÖENEICH 1998)</td><td rowspan="3">VD</td><td>569720</td><td>133270</td><td>866</td><td>Wood</td><td>UZ-1374</td><td>9380 ±140</td><td>11100-10200</td><td>10650 ±450</td></tr><tr><td>569800</td><td>133470</td><td>911</td><td>Fossil soil</td><td>UZ-2486/ETH-8480</td><td>9265 ±110</td><td>10750-10200</td><td>10475 ±275</td></tr><tr><td>568743</td><td>134458</td><td>1209</td><td>Wood</td><td>CRG-584</td><td>4800 ±65</td><td>5660-5320</td><td>5490 ±170</td></tr><tr><td rowspan="5">2</td><td rowspan="5">Les Parchets<br>(5 periods of<br>increased landsliding)<br>(SCHÖENEICH et al. 1997)</td><td rowspan="5">VD</td><td>579500</td><td>133200</td><td>1300</td><td>Wood</td><td>dendro</td><td>-</td><td>1853</td><td>1853</td></tr><tr><td>579500</td><td>133200</td><td>1300</td><td>Wood</td><td>dendro</td><td>-</td><td>1540-1450</td><td>1495 ±45</td></tr><tr><td>579500</td><td>133200</td><td>1300</td><td>Wood</td><td>dendro</td><td>-</td><td>1450-1355</td><td>1402 ±48</td></tr><tr><td>579500</td><td>133200</td><td>1300</td><td>Wood</td><td>dendro</td><td>-</td><td>1010-950</td><td>980 ±30</td></tr><tr><td>579500</td><td>133200</td><td>1300</td><td>Wood</td><td>dendro</td><td>-</td><td>715</td><td>715</td></tr><tr><td>3</td><td>Le Belvédère<br>(SCHÖENEICH 1998)</td><td>VD</td><td>579290</td><td>133420</td><td>1320</td><td>Fagus sp.</td><td>ARC-757</td><td>6855 ±70</td><td>7840-7570</td><td>7705 ±135</td></tr><tr><td>4</td><td>La Lavanche<br>(SCHÖENEICH 1998)</td><td>VD</td><td>575070</td><td>133660</td><td>1085</td><td>Larix sp.</td><td>ARC-453</td><td>3360 ±50</td><td>3700-3460</td><td>3580 ±120</td></tr><tr><td>5</td><td>La Sausse-Villars<br>(SCHÖENEICH 1998)</td><td>VD</td><td>570915</td><td>129030</td><td>1480</td><td>Wood</td><td>CRG-1014</td><td>1550 ±50</td><td>1540-1330</td><td>1435 ±105</td></tr><tr><td>6</td><td>Converney-Taillepied<br>(NOVERRAZ &<br>WEIDMANN 1983)</td><td>VD</td><td>542200</td><td>152200</td><td>630</td><td>Pinus sp.</td><td>B-2282</td><td>11100 ±140</td><td>13450-12650</td><td>13050 ±400</td></tr><tr><td>7</td><td>La Cornalle-Les Luges<br>(BERSIER et al. 1975)</td><td>VD</td><td>547500</td><td>149200</td><td>600</td><td>Wood</td><td>B-2284</td><td>1740 ±100</td><td>1880-1410</td><td>1645 ±235</td></tr><tr><td>8</td><td>La Croix du Montet<br>(Pugin 1989)</td><td>FR</td><td>574730</td><td>163850</td><td>732</td><td>Wood</td><td>B-4972</td><td>9610 ±50</td><td>11170-10740</td><td>10955 ±215</td></tr><tr><td>9</td><td>La Trême<br>(Pugin 1989)</td><td>FR</td><td>567290</td><td>157190</td><td>1190</td><td>Wood</td><td>B-4973</td><td>9580 ±80</td><td>11200-10600</td><td>10900 ±300</td></tr><tr><td>10</td><td>Brattas-St-Moritz<br>(5 periods of<br>increased landsliding)<br>(SCHLÖCHTER 1988)</td><td>GR</td><td>784000</td><td>153000</td><td>2100</td><td>Wood</td><td>-</td><td>-</td><td>600-350</td><td>475 ±125</td></tr><tr><td>11</td><td>Flims<br>(VON POSCHINGER<br>& HAAS 1997)</td><td>GR</td><td>784000</td><td>153000</td><td>2100</td><td>Wood</td><td>-</td><td>-</td><td>1300-1050</td><td>1175 ±125</td></tr><tr><td>12</td><td>Goldau<br>(HEIM 1932)</td><td>SZ</td><td>685500</td><td>213000</td><td>800</td><td>Archives</td><td>-</td><td>-</td><td>(144)</td><td>(144)</td></tr><tr><td>13</td><td>Derborence<br>(HEIM 1932)</td><td>VS</td><td>583000</td><td>126000</td><td>1500</td><td>Archives</td><td>-</td><td>-</td><td>(236)</td><td>(236)</td></tr><tr><td>14</td><td>Bad-Lac Noir<br>(DUBAS 1991)</td><td>FR</td><td>587500</td><td>168300</td><td>1050</td><td>Archives</td><td>-</td><td>-</td><td>(201)</td><td>(201)</td></tr></tbody></table>

avec les données obtenues sur les sites fribourgeois, et notamment les datations synchrones associées aux sites du Hohberg et de Schlossisboden, qui déterminent une période s'étalant de 11'000 à 10'250 cal BP (Fig. 4.2). Le troisième bois analysé à la Frasse exprime un âge plus récent: 5490 ±170 cal BP, mettant en évidence l'existence d'instabilités de terrain au début du Subboréal. Ce résultat est également synchrone avec la période d'instabilités de terrain accrues déterminée dans les Préalpes fribourgeoises proches. Nous observons ainsi une très bonne corrélation entre les données récoltées sur le site de la Frasse et les résultats obtenus sur les sites fribourgeois.

Le glissement des **Parchets** a fait l'objet d'études approfondies par SCHÖNEICH et al. (1997). Le site est

situé dans les Préalpes vaudoises, environ 10 km à l'est du site de la Frasse. Cinq périodes, caractérisées par une activité marquée du glissement, ont pu être précisées suite à la datation de nombreux échantillons de bois préservés dans la masse instable. Les bois ont fait l'objet de déterminations absolues par dendrochronologie ou de datations au radiocarbone. Les événements datés sur ce site déterminent les âges et périodes suivants: 1853, 1495 ±45, 1402 ±48, 980 ±30 et 715 cal BP (Fig. 4.4). Il s'agit donc d'événements ayant eu lieu à la fin de l'Holocène, et qui correspondent pour la plupart à la plus récente période d'instabilités élevées dans les Préalpes fribourgeoises, s'étalant de 1700 à 300 cal BP (Fig. 4.2). En effet, seul l'événement daté de 1853 cal BP sur le site des Parchets ne se corrèle pas avec l'intervalle de temps cité ci-dessus, car il intervient peu
avant le début des fréquences élevées de mouvements de terrain.

Des datations complémentaires d'instabilités de terrain, provenant de glissements de terrain localisés entre les sites de la Frasse et des Parchets, sont présentées par SCHÖNEICH (1998). Il s'agit des glissements du Belvédère, de la Lavanche et de la Sausse-Villars (Fig. 4.3). Les datations réalisées sur les trois versants sont situées dans l'Holocène moyen et supérieur. Les deux datations les plus anciennes proviennent du site du Belvédère, avec des âges de 7705 ±135 et 6095 ±185 cal BP (Fig. 4.4). Ces dates mettent en évidence l'existence de mouvements de terrain au cours de l'Holocène moyen. La date de 6095 ±185 cal BP démontre une bonne corrélation avec le début de la période d'instabilités élevées dans le canton de Fribourg, comprise entre 6250 et 4800 cal BP (Fig. 4.2). En revanche, la date plus ancienne de 7705 ±135 cal BP correspond à la période d'instabilités de terrain réduites s'étalant de 10'250 à 6250 cal BP. Cependant, comme nous l'avons mentionné au chapitre 4.1, il n'est pas exclu que des instabilités de terrain sporadiques aient pu avoir lieu durant cet intervalle de 4000 ans faisant suite au Préboréal. Le glissement de la Lavanche expose une datation de 3580 ±120 cal BP déterminant un événement ayant affecté le versant à la fin du Subboréal. Cette datation correspond au début de la phase d'instabilités élevées comprise entre 3600 et 2100 cal BP associée aux sites fribourgeois. Le dernier site, celui de la Sausse-Villars, possède une datation récente de 1435 ±105 cal BP. Cet âge est également corrélable avec le début d'une période de fréquences élevées de mouvements de terrain sur le canton de Fribourg, délimitées entre 1700 et 300 cal BP. Les trois sites du Belvédère, de la Lavanche et de la Sausse-Villars mettent en évidence des événements de glissements de terrain exposant pour la plupart des âges synchrones avec des instabilités de terrain localisées dans les Préalpes fribourgeoises proches. Cette observation est également applicable aux sites de la Frasse et des Parchets et semble démontrer une homogénéité des occurrences d'instabilités de terrain dans l'ensemble des Préalpes occidentales.

Deux sites de la rive nord du lac Léman ont démontré la présence d'instabilités de terrain au cours de l'Holocène. Le glissement de Converney-Taillepied est situé en amont des villes de Paudex et Lutry et s'étend sur environ 2.5 km, entre 750 et 370 m d'altitude (Fig. 4.3; NOVERRAZ & WEIDMANN 1983). Il constitue le glissement de terrain le plus important de la région du Lavaux, entre Lausanne et Chexbres. Deux

datations d'âges fort différents ont pu être effectuées sur ce site. La plus ancienne, réalisée sur un tronc de pin enfoui à une profondeur de 8 m dans la masse glissée, exprime un âge de 13'050 ±400 cal BP (Fig. 4.4). Cette date implique l'existence de mouvements précoces majeurs suite au retrait du glacier du Rhône de la cuvette lémanique (NOVERRAZ & WEIDMANN 1983). Elle confirme la mise en place de mouvements de terrain importants en Suisse suite au retrait glaciaire, illustrée également sur les sites du Hohberg et de Mittel Leimbach (Fig. 4.2). L'âge du retrait glaciaire variant d'une région à l'autre du territoire suisse, il est normal que des âges variables soient obtenus sur des sites distincts spatialement. La deuxième datation réalisée sur le site de Converney-Taillepied est plus récente, puisqu'elle détermine un âge de 3575 ±325 cal BP (Fig. 4.4). Il s'agit d'un fragment de bois prélevé sur la partie frontale du glissement. L'âge de ce bois et de l'événement instable associé à son enfouissement correspond au début de la période d'instabilités élevées enregistrée pour les Préalpes fribourgeoises entre 3600 et 2100 cal BP, et peut parallèlement être corrélé avec l'intervalle de probabilité de la datation du glissement de la Lavanche. Le glissement de la Cornalle-Les Luges est également situé sur le versant nord du lac Léman, à l'est du village d'Epesses (Fig. 4.3). Il s'étend sur plus de 1300 m de long, entre 770 et 370 m d'altitude (BERSIER et al. 1975). Deux crises paroxysmales ont pu être datées par l'analyse de deux troncs enfouis en profondeur dans la masse instable. Le premier tronc, un bois de chêne, a livré un âge absolu de 2159 cal BP pour la mort de l'arbre, grâce à une datation dendrochronologique (Fig. 4.3; BERSIER et al. 1975). Cet âge est synchrone avec la fin de la période d'activité élevée de mouvements de terrain dans les Préalpes fribourgeoises, définie entre 3600 et 2100 cal BP (Fig. 4.2). Le deuxième tronc, un pin, a fait l'objet d'une datation au radiocarbone, qui a livré un âge de 1645 ±235 cal BP (Fig. 4.3; BERSIER et al. 1975). Cet âge, correspond, lui, au début de la période d'instabilités de terrain fréquentes dans le canton de Fribourg délimitée entre 1700 et 300 cal BP. Les deux glissements de terrain de la riviera lémanique présentés ci-dessus présentent donc des datations mettant en évidence la présence de mouvements de terrain affectant les coteaux du lac Léman au Tardiglaciaire déjà, ainsi que durant l'Holocène supérieur. De plus les événements associés à ces datations témoignent d'une bonne corrélation avec la chronologie d'instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises, et notamment avec les périodes d'occurrences élevées de mouvements de terrain (Fig. 4.2).
Des datations de diverses instabilités de terrain ont également pu être réalisées dans le canton de Fribourg (PUGIN 1989), et apportent un complément fort intéressant aux données déjà nombreuses présentées dans les chapitre 4.1. Le premier site analysé par PUGIN (1989) est celui de **La Croix du Montet** (Fig. 4.3). Il se situe environ 1 km au sud du glissement de Villarbeney, sur la rive orientale du Lac de la Gruyère (Fig. 3.1). Des dépôts graveleux de laves torrentielles sont observables sur ce site, indiquant la présence de crues importantes initiées dans le massif du Montsalvens, qui longe la bordure sud-est du Lac de la Gruyère. Deux morceaux de bois, préservés dans les dépôts de laves, ont pu être datés au radiocarbone et ont permis de déterminer l'âge des événements: 10'955 ±215 et 10'900 ±300 cal BP (Fig. 4.2 et 4.4; PUGIN 1989). Ces résultats indiquent donc l'existence d'instabilités de terrain de type laves torrentielles au début du Préboréal en bordure des Préalpes fribourgeoises (Fig. 4.3). Ces événements se mettent en place de manière synchrone avec l'augmentation d'instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises, relevée dans le chapitre 4.1 (Fig. 4.2). L'ensemble de ces données, appartenant à des sites spatialement proches, confirme la présence de mouvements de terrain importants au cours du Préboréal, suite à la récurrence glaciaire du Dryas Récent. Une autre datation a pu être obtenue par PUGIN (1989) au sud-ouest du Lac de la Gruyère, plus précisément dans le bassin versant de la **Trême** (Fig. 4.3). Un bois, récolté dans la moraine locale du glacier d'Enfer, a permis de dater un glissement de cette moraine. La datation ¹⁴C de ce bois a révélé un âge de 6835 ±115 cal BP pour ce glissement de terrain (Fig. 4.2 et 4.4). Cette datation vient confirmer l'existence d'instabilités de terrain sporadiques dans les Préalpes fribourgeoises au cours des siècles précédant la période de fréquences élevées comprise entre 6250 et 4800 cal BP (Fig. 4.2, Chap. 4.1). En effet, l'événement de la Trême est accompagné de celui du Hohberg, daté de 6990 ±190 cal BP, et de celui du Gantrisch, daté de 6545 ±95 cal BP.

Le versant de **Brattas** (Fig. 4.3), situé au-dessus de la ville de St-Moritz, en Engadine (Grisons), est caractérisé par divers types d'instabilités de terrain. Des phénomènes de chutes de blocs et éboulements affectent la partie supérieure du versant, favorisés par la karstification et l'altération de couches sédimentaires triasiques constituant le massif rocheux de Sass Runzöl (SCHLÜCHTER 1988). Ces instabilités produisent un grand volume de dépôts meubles dont la partie frontale est reprise par des processus complexes de glissements de terrain. Ces processus dynamiques combinés

sont actifs depuis des milliers d'années. Une chronologie de l'activité des glissements de terrain affectant le versant a pu être précisée par SCHLÜCHTER (1988), grâce à l'analyse et la datation de plusieurs niveaux de paléosols (tourbe) et de bois enfouis dans les masses glissées. Cinq périodes caractérisées par des fréquences élevées d'instabilité ont ainsi pu être déterminées pour le versant de Brattas. Ces périodes sont distribuées au cours des derniers 3800 ans, et démontrent des recouvrements avec les datations d'instabilités de terrain ayant affecté la vallée du Prättigau au cours de l'Holocène supérieur (Fig. 4.2). En effet, des événements synchrones ont lieu sur les deux sites vers 3700, 3200, 2100 et 400 cal BP. De manière générale, les données récoltées sur le site de Brattas – St-Moritz mettent en évidence une activité marquée des instabilités de versant au cours des derniers 3800 ans. Cette observation est également valable pour les datations provenant des Préalpes fribourgeoises, dont une grande partie témoigne clairement d'une activité élevée d'instabilités de terrain entre 3600 et 300 cal BP, avec toutefois une accalmie autour de 2000 cal BP, soit au milieu du Subatlantique Ancien. De plus, les périodes d'instabilités élevées, déterminées en Engadine, montrent une corrélation avec des variations climatiques, enregistrées notamment sous la forme d'oscillations glaciaires. En effet, les périodes de fréquences élevées de glissements de terrain correspondent à des phases d'avancées glaciaires régionales (SCHLÜCHTER 1988). La considération des facteurs influençant la probabilité d'occurrence des instabilités de terrain sera traitée dans le chapitre 6. Toutefois, nous pouvons d'ores et déjà relever l'impact important des oscillations climatiques sur l'activité des instabilités de terrain.

En dernier lieu, nous intégrons dans notre démarche comparative d'instabilités de terrain, une série de cinq éboulements historiques suisses. Le premier événement pris en compte est le grand écroulement de **Flims** (Fig. 4.3), considéré comme le plus volumineux de tout l'arc alpin (VON POSCHINGER & HAAS 1997). Cet événement majeur, ayant affecté une surface considérable de la vallée du Haut-Rhin, entre Ilanz et Tamins (Grisons), aurait mobilisé entre 10 et 12 km³ de matériel rocheux. L'écroulement était jusqu'à récemment attribué au Tardiglaciaire. Cependant, la découverte et la datation au radiocarbone de fragments ligneux préservés sous le front des dépôts ont permis de caler l'âge de l'écroulement entre 10'200 et 9000 cal BP (Fig. 4.4; VON POSCHINGER & HAAS 1997). L'événement s'est donc produit au début de l'Holocène, au cours du Boréal. Cet événement extrême se situe temporellement après la phase d'instabilités élevées déter-
minée sur l'ensemble de la Suisse et comprise entre
11'500 et 10'200 cal BP (Fig. 4.2). L'ampleur de
l'écroulement implique une déstabilisation affectant
profondément le massif rocheux du versant. Ceci peut
expliquer le retard de réaction de ce type d'événement
extrême suite au réchauffement brutal de la fin du
Dryas Récent, par rapport aux réactions plus directes
de processus tels que glissements de terrain, coulées
de boue ou laves torrentielles. Les dernières données
historiques présentées dans ce chapitre concernent des
éboulements ou glissements récents, étant survenus au
XVIIIe et au début du XIXe siècle. Il s'agit du glisse-
ment rocheux de Goldau, daté de 1806 AD (144 cal
BP; HEIM 1932), des deux éboulements successifs de
Derborence, survenus en 1714 et 1749 AD (236 et
201 cal BP; HEIM 1932), et du glissement de terrain du
Bad - Lac Noir, daté de 1804 AD (146 cal BP; DUBAS
1991; Fig. 4.2, 4.3 et 4.4). Ces événements ont con-
cerné des volumes de roche importants: 40 à 45 mil-
lions de m³ pour l'événement de Goldau (HEIM 1932),
et environ 52 millions de m³ pour l'ensemble des deux
éboulements de Derborence (GARAZI & MORET 1999).
Ces événements sont concentrés sur une période de
moins de 100 ans, qui fait suite à la période d'instabi-
lités de terrain comprise entre 1700 et 300 cal BP, éta-
blie pour les Préalpes fribourgeoises.

4.2.2 Interprétation

La majorité des datations présentées dans la figure
4.2 sont associées à des instabilités de terrain de type
glissements de terrain, coulées de boue ou laves torren-
tielles. Les quelques datations d'éboulements, notam-
ment celles concernant les sites de Flims, Goldau,
Derborence et Bad-Lac Noir, déterminent des périodes
d'activité qui ne se corrèlent pas avec les périodes de
fréquences élevées de glissements de terrain, coulées
de boue ou laves torrentielles. Il apparaît ainsi claire-
ment que les processus de chutes de blocs, d'éboule-
ments ou d'écroulements réagissent différemment aux
variations des conditions environnementales, comme
par exemple les oscillations climatiques. Sans vouloir
lancer trop en avant le débat sur l'importance du rôle
de facteurs externes sur l'activité des instabilités de ter-
rain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, nous
souhaitons toutefois amorcer dans ce chapitre l'exis-
tence de différences de réaction entre les phénomènes
de chutes de blocs, éboulements et écroulements, et les
phénomènes de glissements de terrain, coulées de boue
et laves torrentielles. L'influence de facteurs externes
dans l'initiation et le développement d'instabilités de
versant sera traité de manière plus approfondie dans le
chapitre 6.

La compilation de nombreuses datations d'instabi-
lités de terrain provenant des Préalpes fribourgeoises
et de datations inédites ou publiées, provenant de sites
suisses, permet d'établir une nouvelle chronologie de
l'activité des mouvements de terrain en Suisse au cours
du Tardiglaciaire et de l'Holocène. Nous considérons,
dans la figure 4.2, l'existence certaine de quatre phases
de fréquences élevées d'instabilités de terrain pour l'en-
semble de la Suisse et proposons la prise en compte
d'une phase précoce, antérieure à ces quatre phases.
Toutes ces périodes sont établies sur la base des data-
tions et interprétations présentées dans les chapitres
4.1 et 4.2. La phase précoce (Phase ?), comprise entre
14'000 et 13'000 cal BP, est associée à l'émergence
de déstabilisations de versants suite au retrait glaciaire
du Plateau suisse et des vallées alpines. Trois sites
suisses sont concernés par de tels indices d'instabilités
de terrain, il s'agit du Hohberg, de Mittel Leimbach
et de Converney-Taillepied (Fig. 4.2). Etant donné
le nombre restreint de datations existantes pour cette
période, nous définissons avec réserves cette phase pré-
coce, dont l'existence devrait être validée par des data-
tions supplémentaires. Cet intervalle primaire succède
à un réchauffement brutal qui survient vers 14'500
cal BP (GROUSSET 2001). La première période d'ins-
tabilités accrues, considérée comme certaine, s'étend
de 11'600 à 10'200 cal BP (Phase I, Fig. 4.2). Les
deux premières périodes sont donc isolées l'une de
l'autre par le Dryas Récent et sa récurrence glaciaire.
La phase I s'étend de la fin du Dryas Récent à la fin
du Préboréal. De nombreuses instabilités sont enregis-
trées en Suisse au cours de cet intervalle de temps, qui
sont probablement liées au réchauffement rapide sur-
venu à la fin du Dyras Récent. Nous développons plus
en détail la relation entre instabilités et climat au cha-
pitre 6.2. Une longue période de fréquence réduite de
mouvements de terrain fait suite à la phase I. En effet,
entre 10'200 et 7000 cal BP, seuls quelques sites suis-
ses sont concernés par des instabilités de terrain, dont
toutefois le grand éboulement de Flims (Fig. 4.2). Il
est fort probable que des conditions environnementa-
les plus clémentes aient régné durant cet intervalle de
plus de 3000 ans, favorisant la stabilité des versants.

La seconde période (Phase II), comprise entre
7000 et 4800 cal BP, démontre la présence d'instabi-
lités de terrain au cours de l'Holocène moyen, che-
vauchant la fin de l'Atlantique Ancien et le début du
Subboréal (Fig. 4.2). L'existence d'événements insta-
bles sporadiques au cours des siècles précédant cette
période, et provenant de divers sites suisses, laisse
augurer une augmentation progressive des mouve-
ments de terrain à partir de 8000 cal BP, débouchant
sur un paroxysme d'activité déterminé par la phase
II. La deuxième moitié de cette phase II est toutefois
caractérisée par une fréquence plus élevée d'instabi-
lités, tel que l'indique notamment les données des
Préalpes fribourgeoises. Il semble ainsi exister une
évolution vers des fréquences de mouvements de ter-
rain plus élevées entre le début et la fin de la phase II.
Celle-ci est suivie par une période de plus de 1000 ans
qui n'expose que de rares signes d'instabilités de ter-
rain. Ces indices d'instabilités proviennent uniquement
des Préalpes fribourgeoises. Il s'avère donc qu'entre
4800 et 3800 cal BP, des conditions environnementa-
les spécifiques règnent sur la Suisse, et engendrent une
augmentation de la stabilité des versants. La descrip-
tion et l'interprétation de ces conditions seront présen-
tées dans le chapitre 6. Il est cependant important de
relever cette quasi absence de mouvements de terrain
au milieu du Subboréal.

La troisième période (Phase III) de fréquences
élevées d'instabilités de terrain en Suisse s'étend de
3800 à 2100 cal BP (Fig. 4.2). Elle comporte de mul-
tiples enregistrements de mouvements de terrain pro-
venant de dix sites distincts distribués sur l'ensemble
de la Suisse. L'intervalle de 1650 ans défini par cette
période démontre l'existence d'une activité continue et
soutenue des mouvements de terrain entre la fin du
Subboréal et le début du Subatlantique Ancien. Cette
phase III est suivie de près par la plus récente période
d'activité accrue d'instabilités de terrain (Phase IV).
En effet, seuls 200 ans séparent la phase III de la phase
IV, durant lesquels seuls de rares sites exposent des
signes de mouvements de terrain. Une analogie peut
être considérée avec la période de calme relatif d'ins-
tabilités de terrain comprise entre les phases II et III,
qui exprime toutefois une durée plus importante. La
phase IV présente, tout comme la phase III, de nom-
breux enregistrements de mouvements de terrain ayant
concerné au moins douze sites suisses. Les phases III
et IV témoignent de l'existence d'instabilités de terrain
nombreuses et fréquentes au cours des quatre derniers
millénaires. L'interprétation de la répartition tempo-
relle des cinq phases d'instabilités accrues au cours du
Tardiglaciaire et de l'Holocène en Suisse sera déve-
loppée au chapitre 6, avec la prise en considération et
l'intégration de paramètres externes, tels que les varia-
tions climatiques ou l'évolution de la végétation, qui
jouent un rôle primordial sur la probabilité d'occur-
rence des mouvements de terrain. Ce chapitre 4.2 a
permis de préciser la chronologie des instabilités de
terrain en Suisse durant le Tardiglaciaire et l'Holocène.
Nous proposons dans le chapitre suivant d'étendre les
corrélations effectuées pour le territoire suisse à l'Eu-

rope, en intégrant les résultats de recherches similaires
réalisées sur des sites européens.

4.3 ACTIVITÉ POSTGLACIAIRE DES INSTABILITÉS DE TERRAIN EN EUROPE

Dans ce chapitre, nous proposons de comparer les
résultats obtenus dans le chapitre 4.2, à savoir une nou-
velle chronologie des instabilités de terrain en Suisse
au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, avec des
données provenant de sites d'étude européens. Divers
programmes de recherche européens se sont dévelop-
pés ces dernières années, ayant pour but de regrouper
le maximum de données existantes concernant l'étude
des instabilités de terrain, et de déterminer la nature
du contrôle climatique sur les instabilités. La majorité
des données prises en considération ci-après provien-
nent de MATTHEWS et al. (1997), qui rassemblent les
résultats de nombreuses recherches présentées lors du
workshop "Rapid Mass Movement", à Mayence, en
octobre 1993.

De multiples données sur l'activité des glissements
de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène
ont pu être établies dans divers pays européens, et sont
présentées dans la figure 4.5. Les sites étudiés témoi-
gnent d'une distribution spatiale conséquente, s'éta-
lant du nord de l'Espagne (chaîne cantabrienne et
Pyrénées) aux Carpathes, concernant au passage l'Italie
du sud et du nord, les Alpes occidentales et bavaroises,
le Rhin septentrional ainsi que le Royaume-Uni.
La chronologie des périodes d'instabilités de terrain
élevées en Suisse, déterminée au chapitre 4.2, est
également illustrée dans la figure 4.5, afin de permettre
une meilleure comparaison des données suisses et
européennes. La distribution de ces données met en
évidence certaines occurrences synchrones d'instabili-
tés de terrain au sein de l'Europe.

Une très bonne corrélation apparaît entre les don-
nées suisses établies au chapitre 4.2 et les résultats
provenant de l'Italie du nord (H) et des Alpes occi-
dentales (D; Fig. 4.5). En effet, la répartition de plu-
sieurs périodes d'instabilités accrues dans ces régions
démontre des correspondances avec les phases I, II,
III et IV d'instabilités fréquentes, déterminées pour
la Suisse. De bonnes comparaisons sont également
observables entre les données suisses et celles obte-
nues en Espagne du nord (K), dans la chaîne cantabri-
que (G) et dans les Pyrénées (F). Les instabilités de
terrain enregistrées dans les Carpathes (J) témoignent
d'une correspondance partielle avec les données suis-
<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>Fig. 4.5 Temporal distribution of landslide activity in Europe during the Late Glacial and the Holocene (BERRISFORD & MATTHEWS 1997 after: BRUNSDEN & IBSEN 1997 - data A-B-C-F-G-H-I, ABELE 1997 - data C, JORDA 1983 - data D, GRUNERT & HARDENBICKER 1997 - data E, MANTOVANI 1997 - data H, PANIZZA et al. 1997 - data H, RODOLFI 1997 - data H, SORRISO-VALVO 1997 - data I, ALEXANDROWICZ 1997 - data J, STARKEL 1997 - data J and STARKEL 1985 - data J; JIMÉNEZ SÁNCHEZ et al. 1999 - data K).</figcaption></figure>

ses. En effet, les activités de glissements de terrain postérieurs à 7000 cal BP se corrèlent parfaitement avec les données suisses, tandis que les périodes d'instabilités accrues situées à la fin du Tardiglaciaire et au début de l'Holocène correspondent à des périodes de calme relatif des instabilités de terrain en Suisse. La distribution temporelle des instabilités de terrain à la transition Tardiglaciaire-Holocène étant fortement liée à l'évolution des environnements glaciaires et proglaciaires locaux à régionaux, il est tout à fait concevable d'obtenir des disparités d'occurrence des instabilités de terrain en Europe au cours de cette période. Des corrélations de moins bonne qualité apparaissent entre les données suisses et celles collectées en Italie du sud (I), dans les Alpes bavaroises (C), le Rhin septentrional (E) et surtout le Royaume-Uni (A; Fig. 4.5). La distri-

bution des instabilités de terrain en Angleterre démontre même une diachronie notoire avec la répartition des données suisses. Il apparaît ainsi que l'activité des glissements de terrain en Europe du nord au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène diffère passablement de celle de l'Europe centrale (occidentale et orientale). Des corrélations acceptables sont ainsi possibles sur un axe est-ouest entre l'occurrence des instabilités de terrain en Europe de l'ouest (Espagne du nord et Pyrénées), en Europe centrale (Alpes occidentales, suisses et italiennes) et en Europe orientale (Carpathes). A l'inverse, des discordances interviennent sur un axe européen nord-sud dans la comparaison des fréquences d'instabilités de terrain. Ces discrépances sont notamment fortement mises en évidence par les données provenant de l'Angleterre, qui déterminent
<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>Fig. 4.6 Temporal distribution of debris-flow activity in Europe during the Late Glacial and the Holocene (BERRISFORD & MATTHEWS 1997 after: BLIKRA & NESJE 1997- data A, JONASSON et al. 1997 - data B, INNES 1997 - data C, PATZELT, pers. comm. 1993 - data D, MOYA et al. 1997 - data E, KOTARBA & BAUMGART-KOTARBA 1997 - data F, STRUNK 1997 - data G, PANIZZA et al. 1997 - data G, SOLOMINA 1997 - data H, TURMANINA 1979 - data H, VOZOVIK & SALOVA 1976 - data H, GOLODKOVSKAVA 1988 - data H).</figcaption></figure>

une chronologie et une évolution propres des mouvements de terrain dans cette partie septentrionale de l'Europe.

Ces observations, liées à la répartition de l'activité des glissements de terrain en Europe (Fig. 4.5), sont renforcées par l'intégration de données relatives à l'activité des coulées de débris en Europe, présentées sur la figure 4.6 (BERRISFORD & MATTHEWS 1997). En effet, des observations spatiales similaires peuvent être faites entre l'activité des instabilités de terrain en Suisse et la distribution des coulées de débris en Europe au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. De très bonnes corrélations apparaissent entre les données suisses et les événements datés en Italie du nord (G) et dans les Pyrénées (E). Les datations provenant des Carpathes démontrent, comme dans la figure 4.5, une bonne corrélation avec les données suisses en ce qui concerne l'Holocène terminal, tandis que les événements datant de la fin du Tardiglaciaire et du début de l'Holocène interviennent à des périodes diachrones avec les résul-

tats suisses. Il est important de noter que la distribution temporelle des coulées de débris démontre une nette augmentation de la fréquence de ces événements après 6000 cal BP (Fig. 4.6), qui, selon BERRISFORD & MATTHEWS (1997), pourrait être liée à des changements climatiques, tels que l'augmentation des précipitations ou l'apparition de périodes de fontes des neiges plus intenses. Cette affirmation doit cependant être considérée avec prudence du fait du nombre beaucoup plus restreint de données anciennes, lié aux contraintes de prospection de matériel "vieux". Il est en effet plus fréquent d'acquérir des données récentes, localisées souvent "en surface" sur les sites étudiés, que des données anciennes souvent associées à des profondeurs d'enfouissement importantes.

## 4.4 DISCUSSION

La compilation des nombreuses données existantes sur l'activité des instabilités de terrain dans le canton
de Fribourg (Chap. 4.1), dans l'ensemble de la Suisse (Chap. 4.2) et en Europe (Chap. 4.3) permet d'établir la série d'observations suivantes:

- La distribution temporelle des mouvements de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène varie en fonction du type d'instabilité. En effet, la chronologie des événements de glissements de terrain diffère de celle des événements de coulées de boue ou de débris, ou de celle d'éboulements. A l'échelle de la Suisse par exemple, les éboulements répertoriés démontrent une diachronie significative avec les périodes de fréquences élevées de glissements de terrain et de coulées de boue (Fig. 4.2). Au niveau européen, les coulées de débris présentent une nette augmentation de fréquence d'occurrence à partir de 6000 cal BP (Fig. 4.6), qui n'est pas mise en évidence de manière aussi nette par les processus de glissements de terrain (Fig. 4.5). Les différents types de phénomènes de mouvements de terrain répondent ainsi de manière variable aux changements environnementaux locaux, régionaux ou globaux, tels que les oscillations climatiques ou l'évolution de la végétation (Chap. 6). Il est donc judicieux de prendre en considération l'activité de phénomènes similaires lors de comparaisons temporelles d'instabilités de terrain.

- La répartition des instabilités de terrain dans le temps varie spatialement. A l'échelle du canton de Fribourg, bien que des périodes de fréquence élevée d'instabilités de terrain puissent être définies à l'aide des nombreuses données existantes, il apparaît cependant que chaque site étudié présente des particularités et caractéristiques propres, liées aux conditions topographiques, géotechniques ou hydrogéologiques des sites. En effet, plusieurs datations associées à des sites distincts se démarquent de la tendance générale et indiquent l'existence de mouvements de terrain sporadiques sur un site unique. Cette observation est également applicable à la série de datations suisses. Les sites suisses analysés démontrent l'existence de mouvements de terrain à des périodes fort différentes d'un site à l'autre. Des tendances claires permettent d'établir quatre phases d'activité élevée d'instabilités de terrain, mais ces tendances restent néanmoins basées sur une grande diversité de dates associées à des mouvements de terrain. Au niveau européen, des corrélations peuvent être établies entre les données de différents pays, comme par exemple l'axe est-ouest reliant l'Europe de l'ouest (Espagne du nord et Pyrénées), l'Europe centrale (Alpes occidentales, suisses et italiennes) et l'Europe orientale (Carpathes). En revanche des disparités évidentes limitent fortement l'analogie des occurrences

d'instabilités de terrain sur un axe européen nord-sud. Il s'avère donc impossible de formuler des généralités quant à la distribution temporelle et spatiale des instabilités de terrain à l'échelle de l'Europe entière, mais des corrélations à des échelles régionales peuvent être envisagées.

- De nombreuses séries de données permettent de caractériser l'activité des instabilités de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, tant à l'échelle de la Suisse qu'à l'échelle européenne. Cependant, la qualité de ces données peut fortement varier, du fait des diverses méthodes de prospection et de datations réalisées sur chaque site d'étude. Un travail important doit être fourni dans le traitement de ces données afin de pouvoir envisager des comparaisons fiables et acceptables.

- De plus, les contraintes liées à la prospection de matériel datable engendrent l'acquisition d'une majorité de données concernant des événements répartis sur l'Holocène moyen et supérieur. Les observations et interprétations de l'activité des instabilités de terrain sont donc réalisées à des résolutions variables en ce qui concerne l'intervalle de temps comprenant le Tardiglaciaire et l'Holocène inférieur, et l'intervalle associé à l'Holocène supérieur.

- L'ensemble des données décrivant l'activité des instabilités de terrain en Suisse et en Europe témoignent en faveur de l'existence d'une influence considérable des changements climatiques sur les variations de fréquence des mouvements de terrain au cours du temps. Cette considération sera développée dans le chapitre 6, lors de l'intégration de données climatiques suisses et européennes couvrant le Tardiglaciaire et l'Holocène.

Ce chapitre 4 a permis, par étapes, de comparer des données à différentes échelles, tant spatiales que temporelles. Une nouvelle chronologie des instabilités de terrain pour le canton de Fribourg et pour la Suisse, couvrant le Tardiglaciaire et l'Holocène, a pu être déterminée, faisant ensuite l'objet de comparaisons avec des résultats obtenus au niveau européen. Il ressort de ces comparaisons de fortes similitudes, mais également de fortes disparités, dans la comparaison spatiale et temporelle de l'ensemble de ces données. Il est donc judicieux de rester prudent lorsque l'on compare des distributions de phénomènes d'instabilités de terrain, en se contraignant à comparer ce qui est comparable, sans vouloir aveuglément associer des données disparates et dissemblables.
<figure><img src="image_67.png" /></figure>
# 5 - SIGNATURES PALÉOENVIRONNEMENTALES DANS LES SÉDIMENTS DU LAC NOIR

## 5.1 INTRODUCTION

Les nombreuses datations de mouvements de terrain réalisées dans les Préalpes fribourgeoises et présentées dans ce travail ont permis d'établir une nouvelle chronologie des processus d'instabilités de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. Cependant, parallèlement à l'acquisition de données historiques sur l'évolution dynamique des versants, nous avons cherché à préciser la nature des changements environnementaux, tels que les variations climatiques et l'évolution du couvert végétal, ayant concerné les Préalpes fribourgeoises au cours des derniers 14'000 ans. Ceci, dans le but de déterminer les conditions environnementales ayant pu influencer de manière directe ou indirecte les variations d'occurrence d'instabilités de terrain au cours du temps. La détermination de multiples paramètres environnementaux a pu être réalisée par l'intermédiaire de l'étude approfondie des sédiments du Lac Noir (DAPPLES et al. 2002). La localisation du Lac Noir au sein des Préalpes fribourgeoises et à proximité des principaux sites d'étude d'instabilités de terrain (Fig. 3.1) est en effet idéale pour l'acquisition de données paléoenvironnementales locales. L'étude des sédiments fossiles et actuels du Lac Noir a ainsi permis de préciser l'origine du Lac Noir, mais également de définir le contexte évolutif de la végétation dans les environs du lac et d'apporter de nouvelles données sur le développement des sociétés humaines et leur impact sur le paysage et l'utilisation du sol dans la région du lac.

L'étude des sédiments lacustres fossiles s'est basée sur la réalisation d'un forage dans le lac, tandis que les

sédiments actuels ont fait l'objet de multiples prélèvements tout au long de deux sections traversant le lac transversalement et longitudinalement. Les résultats de ces campagnes d'échantillonnage sont présentés après, avec toutefois une mise en valeur prédominante des analyses et résultats associés au forage profond, étant donnée la richesse des informations paléoenvironnementales que celui-ci a produit et la contribution importante que ces informations ont apporté à la problématique des instabilités de terrain dans le passé. Les deux campagnes de prélèvement ont été réalisées grâce à une collaboration appréciée avec l'Institut de Géobotanique de l'Université de Berne, et plus particulièrement avec le Prof. André F. Lotter, actuellement professeur au Laboratoire de Paléobotanique et de Palynologie de l'Université d'Utrecht, Pays-Bas.

Le Lac Noir est un lac de montagne (1046 m.) peu profond, présentant une morphométrie régulière du bassin et des rives faiblement inclinées. La profondeur d'eau maximale atteint 9 m 50 dans la partie nord du lac (Fig. 5.1, Planches 3-A et 3-B). La surface du lac est de 0.46 km², tandis que son bassin versant couvre une superficie de 19.7 km² (LOTTER et al. 1997). De nombreux cours d'eau se déversent dans le lac, provenant des reliefs environnants et drainant le bassin versant (Fig. 5.2). Ils engendrent la formation de deltas lacustres plus ou moins étendus, le plus important étant celui associé à la rivière Seeweidbach, sur la partie sud-ouest du lac (Fig. 5.1). Les débits respectifs de ces cours d'eau varient en fonction des saisons, avec notamment des écoulements fortement réduits voire arrêtés en période d'étiage. La végétation présente dans le bassin versant du lac est caractérisée
<figure><img src="image_68.png" /></figure>

Fig. 5.1 Bathymetric map of Lac Noir, with depth-scale in metres (after LISTER 1989), and inflowing streams. The location of the drill-site is represented by the black dot (588.185/168.660).

par des forêts mixtes de conifères et de feuillus, et des zones de pâturages.

D'un point de vue géologique, le Lac Noir se situe sur le contact tectonique séparant la nappe des Préalpes Médianes d'une étroite bande de Mélange (Fig. 5.2). Les Préalpes Médianes concernent les parties centrale et méridionale du lac, tandis que l'extrémité nord du lac est associée au Mélange imbriqué entre les Préalpes Médianes et la nappe du Gurnigel qui s'étend plus au nord (OSWALD & DAPPLES 2001). Ces unités tectoniques ont déjà fait l'objet de descriptions lithologiques et stratigraphiques dans le chapitre 3. Toutefois il est important de rappeler certaines caractéristiques qui s'avèrent importantes pour l'analyse et l'interprétation des sédiments lacustres. Le Flysch du Gurnigel, qui concerne le secteur nord du bassin versant du Lac Noir, est composé de roches à dominante siliciclastique, telles que des grès et des marnes. Les séquences de flysch montrent la présence de kystes de dinoflagelés tertiaires (VAN STUIJVENBERG 1979), qui présentent une grande utilité pour l'identification des apports de sédiments clastiques dans le lac, provenant de la nappe du Gurnigel, et donc plus précisément du compartiment nord du bassin versant du lac. Les formations stratigraphiques des Préalpes Médianes sont caractérisées par une grande diversité de lithologies, incluant des roches carbonatées et argileuses, ainsi que des niveaux gypsifères, etc.; PLANCHEREL 1976).

## 5.2 FORAGE CAROTTÉ DU LAC NOIR

Les sédiments fossiles du Lac Noir ont pu être étudiés grâce à la réalisation d'un forage carotté, en mai 1999 (DAPPLES et al. 2002). Le choix du site de forage s'est basé sur l'observation de la morphologie du bassin et la répartition des cours d'eau et deltas sur la périphérie du lac. Le site de forage a ainsi été placé dans la zone la plus profonde du lac, qui concerne la partie nord du bassin (Coordonnées: 588185/168660; Fig. 5.1, Planches 3-B et 3-C), afin d'éviter au maximum des perturbations dans les dépôts sédimentaires, telles que la présence de dépôts turbiditiques, et d'obtenir ainsi un enregistrement sédimentaire relativement régulier et complet.

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

Fig. 5.2 Lac Noir drainage basin with its hydrographical and geological settings (after DAPPLES et al. 2002).
L'extraction des sédiments lacustres s'est effectuée à l'aide d'un foreur à piston modifié de type Livings-tone (MERKT & STREIF 1970) appartenant à l'Institut de Géobotanique de l'Université de Berne, installé sur une plate-forme flottante. Les tubes de carottage utilisés par ce procédé possèdent un diamètre de 5 cm et mesurent 1 m de long, impliquant de faibles pertes de matériel au sommet et à la base de chaque carotte (Planche 3-D). C'est pourquoi deux forages ont été réalisés, espacés de quelques mètres, avec des profondeurs de carottages décalées de 50 cm entre les deux trous de forage, afin de pouvoir reconstituer la succession complète des sédiments lacustres. Une épaisseur totale de 12 m 85 de sédiments a pu être extraite, sous une tranche d'eau de 9 m 20. Chaque carotte prélevée a été recouverte de film plastique et placée entre deux gaines plastiques rigides, afin de favoriser la conservation du matériel et des structures sédimentaires. Puis, en laboratoire, à l'Institut de Géobotanique de l'Université de Berne, les carottes ont été partagées en deux sur la longueur et ont fait l'objet de relevés sédimentologiques. Les multiples prélèvements d'échantillons, nécessaires aux diverses analyses décrites dans le chapitre 5.4, ont été réalisés sur une des moitiés de carottes, permettant ainsi de préserver la seconde moitié intacte comme matériel de référence, conservé à l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg.

## 5.3 ENREGISTREMENT SÉDIMENTAIRE DU LAC NOIR

Différents types de dépôts sédimentaires se succèdent tout au long des 12 m 85 de forage (DAPPLES et al. 2002). A la base du forage se trouvent des dépôts alluvionnaires sableux légèrement silteux, gris clair à beiges, non laminés et contenant des macrorestes végétaux et de fins débris de bois. Ces dépôts s'éten-dent entre 1285 et 1250 cm de profondeur (Fig. 5.3). La faible épaisseur de ces alluvions, liée aux contraintes de forage, limite passablement l'interprétation des environnements de sédimentation ayant caractérisé le fond de la vallée de la Singine avant la création du Lac Noir. Il aurait été fort intéressant de pouvoir prélever des sédiments enfouis plus profondément, afin de pouvoir préciser la nature du contexte paysager et morphologique dans lequel s'est formé le lac. Les alluvions sont recouvertes d'environ 30 cm de tourbe (entre 1250 et 1220 cm de profondeur) brun foncé à noire, dure, contenant une matrice argileuse, de nombreux débris végétaux noirs et quelques fragments de bois isolés. La succession des dépôts alluvionnaires

puis tourbeux permet de mettre en évidence la présence d'environnements de dépôts non-lacustres inondés ultérieurement, lors de la création du lac. Enfin, à partir de 1220 cm de profondeur, une sédimentation lacustre se met en place, caractérisée par la succession de divers types de séquences sédimentaires (Fig. 5.3):

- Des niveaux silto-argileux homogènes ou finement laminés apparaissent de manière dominante sur l'ensemble des sédiments lacustres du Lac Noir. Ils résultent du dépôt de particules fines présentes en suspension dans les eaux du lac, et apportées par les cours d'eau drainant le bassin versant du lac. La dispersion de ces particules fines dans les eaux du lac se fait par l'intermédiaire de la circulation de courants subaquatiques et de contrastes de densité des masses d'eau au sein du lac.

- De nombreux dépôts turbiditiques sont présents dans les sédiments analysés. Les séquences turbiditiques exposent un granoclassement typique, caractérisé par la présence de sédiments sableux à la base des séquences, évoluant vers des niveaux plus argileux au sommet. L'épaisseur de ces dépôts varie entre quelques millimètres à environ 15 cm. La distribution granulométrique associée aux séquences turbiditiques influence parallèlement la distribution minéralogique, avec une forte proportion de grains de quartz à la base des séquences, qui diminue vers le haut des turbidites, pour faire place à une fraction importante de minéraux argileux indifférenciés. La fréquence et l'épaisseur des turbidites augmente dans la partie supérieure des sédiments lacustres (Fig. 5.3). En effet, 36 séquences turbiditiques sont comptées dans les derniers 750 cm du forage, associés à un intervalle de temps de 2000 ans, tandis que seules 16 turbidites sont présentes dans les 470 cm inférieurs des sédiments lacustres, déterminant une période de 4300 ans (DAPPLES et al. 2002). L'interprétation de ces variations de fréquence et d'amplitude des turbidites sera présentée dans le chapitre 5.6.

- Un épais dépôt de lave torrentielle interrompt brusquement la distribution régulière des niveaux silto-argileux et de turbidites, entre 649 et 498 cm de profondeur. Ces matériaux grossiers sont caractérisés par des graviers, pouvant atteindre plusieurs centimètres de diamètre, enrobés dans une matrice sablo-silteuse. Quelques macrorestes végétaux, ainsi que des gastéro-podes et des fragments de coquilles sont dispersés dans la moitié inférieure de la séquence grossière. Les dépôts ne présentent aucun granoclassement, et les éléments grossiers exposent des lithologies se rapportant fortement des grès du Flysch du Gurnigel.
<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>**Fig. 5.3** Lithology of the 12.85 m long Lac Noir core, with the relative abundance of principal minerals (quartz, calcite, dolomite, gypsum and pyrite) and the percentages of organic matter (loss-on-ignition at 550 °C) and carbonate (loss-on-ignition at 950 °C). Ages are based on well-dated pollen profiles of the nearby Alps and Swiss Plateau (DAPPLES et al. 2002), as well as on one radiocarbon dating carried out on the bottom peat layer (* 6815 cal BP).</figcaption></figure>

Ceci indique donc un très probable déclenchement de
la lave torrentielle dans la partie nord du bassin ver-
sant du lac, caractérisée par la présence d'un substrat
rocheux de Flych du Gurnigel (Fig. 5.2).

**5.4 ANALYSES ET RÉSULTATS**

Différents types d'analyses ont été effectués sur
les sédiments du Lac Noir, afin d'obtenir le maximum
d'informations sur les conditions environnementales

ayant concerné le lac et sa région au cours des der-
niers millénaires. De nombreux échantillons ont ainsi
fait l'objet d'analyses diverses, telles que la diffraction
aux rayons X, la perte au feu, des mesures granulomé-
triques, une datation au radiocarbone et des détermi-
nations palynologiques (DAPPLES et al. 2002).

5.4.1 Diffraction aux rayons X

La composition minéralogique de 24 échantillons
prélevés dans les sédiments du Lac Noir a pu être
déterminée à l'aide d'analyses au diffractomètre de
poudre. Les 24 échantillons récoltés ont été choisis de manière représentative de tous les types de lithologies exposés par les sédiments carottés, tels que les sédiments alluviaux et tourbeux de la base du forage, les séquences turbiditiques, le dépôt de lave torrentielle, ainsi que les niveaux lacustres silto-argileux. Ces échantillons n'ont dès lors pas été prélevés à des intervalles fixes. Chaque échantillon possédait un volume de 2 cm³. Le matériel a premièrement été séché, puis broyé au mortier, afin d'obtenir une fraction granulométrique moyenne d'environ 60 µm. Les poudres ont enfin été placées dans le diffractomètre Philips PW 1800 de l'Institut de Minéralogie de l'Université de Fribourg, et analysées à 40 kV et 40 mA, avec une radiation CuKα couvrant l'intervalle de 2° à 65° 2Θ. Cette méthode a permis d'obtenir des données semi-quantitatives quant à l'abondance relative de certains minéraux dans les sédiments du Lac Noir (Fig. 5.3).

L'analyse d'échantillons par diffraction aux rayons X a permis de déterminer un inventaire des principaux minéraux présents dans les sédiments du forage (Fig. 5.3). La présence de divers minéraux, tels que le quartz, la calcite, la dolomite, le gypse, la pyrite et un large spectre de phyllosilicates (montmorillonite, kaolinite, illite, muscovite, mixed-layers) a ainsi pu être décelée. Les analyses semi-quantitatives d'échantillons localisés à des profondeurs spécifiques indiquent une prédominance du quartz, résultant de l'apport détritique important par les cours d'eau du bassin versant du lac. La calcite et la dolomite sont également présentes, à l'exception des sédiments alluviaux localisés à la base du forage (Fig. 5.3). Ceux-ci résultent, en effet, de l'érosion des formations gréseuses du Flysch du Gurnigel, situées dans la partie nord-ouest du bassin versant du lac. Ces formations ne contiennent qu'une faible proportion de sédiments carbonatés par rapport aux sédiments siliciclastiques, et ne démontrent aucune présence de dolomite. Le gypse est uniquement présent dans les échantillons prélevés entre 940 et 190 cm de profondeur, et la pyrite apparaît entre 1140 et 470 cm de profondeur. Les phyllosilicates sont présents dans tous les échantillons analysés, mais expriment des abondances faibles par rapport aux minéraux cités précédemment.

### 5.4.2 Perte au feu

258 échantillons de 1 cm³, prélevés à des intervalles constants de 5 cm sur l'ensemble des sédiments du forage, ont été soumis à des mesures de perte au feu

(loss-on-ignition - LOI), afin de déterminer la fraction de matière organique et de carbonates contenus dans les sédiments du lac. La méthode utilisée pour ces analyses est basée sur les techniques et recommandations présentées par HEIRI et al. (2001) et les analyses ont été réalisées par André Lotter à l'Institut de Géobotanique de l'Université de Berne. La fraction de matière organique est déterminée suite à une cuisson du matériel à 550 °C durant 4 heures, au cours desquelles le carbon bone organique est transformé en CO₂ et en cendres. La teneur en carbonates est déterminée par cuisson du matériel à 950 °C durant 2 heures. La cuisson à 950 °C engendre un dégazage de CO₂ provenant des carbonates, dont il ne reste que des oxydes (CaO, MgO...). La perte de poids entre les cuissons à 550 et 950 °C correspond donc uniquement à la perte en CO₂ des carbonates. Une correction peut être apportée afin d'obtenir théoriquement le poids de carbonates de l'échantillon initial. Prenant en compte un poids molaire de 44 g/mol pour le CO₂, et de 60 g/mol pour les carbonates CO₃, il suffit de multiplier la perte de poids à 950 °C par 1.36 (=60/44) afin d'obtenir le poids théorique des carbonates de l'échantillon initial (HEIRI et al. 2001).

Les résultats obtenus par la méthode de perte au feu démontrent des fluctuations notoires des fractions de matière organique et de carbonates dans les sédiments du forage (Fig. 5.3). La courbe de perte au feu à 550 °C, représentant la fraction de matière organique, oscille globalement entre 6 et 10 %. Les valeurs les plus élevées atteignent 75 %, et sont exprimées par les niveaux tourbeux situés à la base du forage, entre 1223 et 1253 cm de profondeur. Les valeurs les plus basses sont, quant à elles, observées dans le dépôt de lave torrentielle compris entre 649 et 498 cm de profondeur. Le contenu en matière organique augmente dans les derniers 200 cm de sédiments lacustres (Fig. 5.3). Cette augmentation est très probablement liée au développement important de l'utilisation du sol aux environs du lac, durant les derniers 450 ans, caractérisée par un accroissement du lessivage de produits fertilisants vers le lac. La courbe de perte au feu à 950 °C, qui détermine la fraction de carbonates, est caractérisée par des oscillations irrégulières s'étalant de 8 à 20 % sur l'ensemble des sédiments lacustres. En revanche, les niveaux alluviaux et tourbeux situés à la base du forage expriment des contenus très faibles, avec respectivement 1 et 5 % de carbonates. Ces résultats se corrèlent avec les analyses minéralogiques semi-quantitatives, qui démontrent l'absence de minéraux carbonatés (calcite et dolomite) dans les sédiments alluviaux localisés à la base du forage.
### 5.4.3 Granulométrie

Les descriptions granulométriques des sédiments carottés ont été effectuées sur la base des catégories suivantes: argiles (< 2 µm), silts (2 à 63 µm), sables (63 µm à 2 mm) et graviers (2 à 63 mm). Ces déterminations granulométriques ont été intégrées dans le relevé détaillé des carottes de forage. Plusieurs échantillons de sédiments du forage ont été soumis conjointement à trois différents types d'analyses granulométriques. Nous avons en effet entrepris des tests de comparaison entre trois méthodes de détermination de fractions granulométriques, à savoir des mesures au sédimentomètre, réalisées à l'École d'Ingénieurs de Fribourg, des mesures au sédigraphe, effectuées à l'EAWAG, Dübendorf, et enfin des mesures laser, réalisées à l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel. Les tests ont porté sur des échantillons communs, analysés respectivement à l'aide de chacune des trois méthodes. Les résultats obtenus dans le cadre de ce test comparatif ont mis en évidence des disparités importantes de la précision et de la qualité des courbes granulométriques obtenues pour chaque échantillon. Nous avons donc renoncé à poursuivre plus en avant la détermination systématique de la granulométrie des sédiments du Lac Noir.

### 5.4.4 Datation au radiocarbone

Une datation au radiocarbone a pu être effectuée sur un échantillon de tourbe prélevé entre 1244 et 1240 cm de profondeur, soit à la base du niveau tourbeux précédant les premiers sédiments lacustres. L'échantillon a été analysé par le Laboratoire de Radiocarbone de l'Institut de Physique de l'Université de Berne. La date obtenue pour ce fragment de tourbe est de 5990 ±30 BP. Après calibration de cet âge à l'aide du programme Oxcal (BRONK RAMSEY 1995), nous obtenons un intervalle de 6900-6730 cal BP, exprimant un âge moyen de 6815 ±85 cal BP (Fig. 5.3). Cet âge vient confirmer le cadre chronologique établi par les déterminations palynologiques présentées ci-dessous.

### 5.4.5 Palynologie

58 échantillons de 1cm³ ont été prélevés sur l'ensemble du forage, à des intervalles de 20 cm, excluant toutefois les dépôts détritiques importants tels que des turbidites et le dépôt de lave torrentielle, dans lesquels la part de matériel remanié est conséquente. Ces échantillons ont fait l'objet d'analyses palynologiques, précédées de méthodes de préparation standard, selon VAN DER KNAAP (2000). La préparation des

échantillons, les déterminations palynologiques ainsi que l'interprétation en terme d'évolution de la végétation et d'impact humain ont été réalisées par Jacqueline F.N. van Leeuwen et Willem O. van der Knaap, de l'Institut de Géobotanique de l'Université de Berne. Des pastilles de *Lycopodium* ont été ajoutées à chaque échantillon analysé, afin de déterminer les concentrations polliniques. Une moyenne de 400 à 500 grains de pollens a été prise en compte pour l'analyse de chaque échantillon. La somme des pourcentages de pollens (100%), présentée dans la figure 5.4, concerne des pollens arboricoles et non-arboricoles, excluant cependant les pollens de fougères, de plantes aquatiques et de dinoflagellés. Les résultats de cette étude palynologique des sédiments du Lac Noir sont présentés dans DAPPLES et al. (2002).

L'enregistrement palynologique des sédiments du Lac Noir débute à la fin de l'Atlantique Ancien, vers 7500 cal BP (Fig. 5.4). La base de la stratigraphie palynologique est associée au début de la zone pollinique CHb-7, qui correspond à une association régionale composée de *Fagus*, *Abies* et *Alnus* sp. (hêtre, sapin blanc et aulne, AMMANN et al. 1996). L'analyse pollinique démontre la présence d'une végétation caractérisée par des forêts de sapin blanc, de hêtre et d'épicéa au cours des derniers 7500 ans, au sein du bassin versant du Lac Noir. Par comparaison avec des diagrammes palynologiques bien documentés et datés, provenant de sites lacustres et palustres des Alpes proches ou du Plateau suisse, une chronologie a pu être définie pour les sédiments du Lac Noir (Fig. 5.4). Les datations antérieures à 2000 cal BP ont été obtenues par comparaison avec les chronologies palynologiques des sites suivants: Aegelsee (989 m; WEGMÜLLER & LOTTER 1990), Wachseldorn-Untermoos (980 m; HEBB & WELTEN 1972), Gänsemoos (795 m; WELTEN 1982) et Lobsigensee (514 m; AMMANN 1989). Des marqueurs chronostratigraphiques ont été utilisés pour les datations inférieures à 2000 cal BP (VAN DER KNAAP et al. 2000). Etant donné les distances associées aux différents sites de référence et les variations des contextes environnementaux de chaque site, les âges définis pour le Lac Noir peuvent comprendre de légers décalages avec les sites précités.

**Fig. 5.4** Percentage pollen diagram from the 12.85 m long Lac Noir core, illustrating a selection of taxa (DAPPLES et al. 2002). Pollen analysis carried out by Jacqueline F.N. van Leeuwen, Institute of Plant Sciences, University of Bern. Ages are based on well-dated pollen profiles of the nearby Alps and Swiss Plateau, and on a radiocarbon dating (*). The white area delimits the debris flow deposit.
Pollen analysis: J.F.N. van Leeuwen

<figure><img src="image_71.png" /></figure>
Une première datation, de 7500 cal BP, est attribuée au niveau de 1250 cm, caractérisée par une réduction des pollens de *Tilia* (tilleul), *Ulmus* (orme), *Pinus* (pin) et *Corylus* (noisetier), et l'augmentation des pollens d'Abies (sapin blanc; Fig. 5.4). L'augmentation de Fagus (hêtre) et la diminution d'Ulmus, vers 1230 cm de profondeur, correspondent à environ 6300 cal BP, tandis que l'apparition de Picea (épicéa) et une nouvelle diminution d'Ulmus vers 1190 cm sont datés d'environ 5900 cal BP. Comme cité précédemment, la datation au radiocarbone, effectuée sur un niveau de tourbe situé entre 1244 et 1240 cm de profondeur, permet de confirmer les chronologies établies par étude palynologique en ce qui concerne la base du forage. L'âge de 6815 ±85 cal BP, déterminé pour cette tourbe, s'intercale en effet entre les deux datations de 7500 et 6300 cal BP déterminées à l'aide du spectre pollinique.

Les premiers indices de la présence de l'homme sont apportés par la diminution d'Abies conjointement avec l'augmentation de Plantago lanceolata-type (plantain lancéolé) et Urtica (ortie), aux environs de 1110 cm de profondeur. Ces changements interviennent vers 4300 cal BP. Ils sont suivis, à l'Age du Bronze, par de nouvelles influences anthropiques, caractérisées par l'augmentation de pollens non-arboricoles, et notamment des pollens d'herbe, associée à la présence humaine (e.g. Gramineae, Compositae subfam. Cichorioidae, Plantago lanceolata-type, Rumex acetosa-type, Cerealia). L'augmentation de ces espèces intervient vers 1030 cm de profondeur, et indique un âge de 3650 cal BP (Fig. 5.4). De tels assemblages sont observés dans de nombreux diagrammes palynologiques du Plateau Suisse et des Alpes. A 870 cm de profondeur, une élévation du taux de pollens d'herbes témoigne d'un impact anthropique important sur la végétation, daté d'environ 2700 cal BP grâce à l'apparition de Carpinus (charme).

L'apparition de Castanea (châtaigner), peu après Juglans (noyer), à 750 cm de profondeur, indique le début de la Période Romaine vers 2000 cal BP. L'influence anthropique augmente de manière importante vers 490 cm de profondeur, et est attribuée au Moyen Age (environ 1500 cal BP). Cette période est en effet marquée par la diminution d'espèces arboricoles telles que Abies, Fagus, Picea et Fraxinus excelsior (frêne). Les surfaces forestières sont progressivement remplacées par des pollens d'herbes, de Cannabis et de Cerealia, indicateurs de la présence et du développement de sociétés humaines. A 330 cm (environ 900 cal

BP) et 210 cm (environ 450 cal BP) de profondeur, l'impact humain s'intensifie avec le remplacement des surfaces boisées par divers types de cultures et prairies, et coïncide avec l'augmentation de la fréquence des turbidites dans le Lac Noir (Fig. 5.4). Enfin, le déclin de Cannabis à 90 cm de profondeur, détermine la fin du 19e siècle AD (environ 50 cal BP).

### 5.4.6 Discussion

La courbe représentant l'évolution des kystes de dinoflagellés collectés dans les sédiments du Lac Noir (Fig. 5.4) expose différents pics de concentration. Ces organismes unicellulaires marins (JAN DU CHÊNE et al. 1975) proviennent de l'érosion des roches tertiaires du Flysch du Gurnigel. Cette unité étant présente uniquement dans la partie nord du bassin versant du lac (Fig. 5.2), l'apport de dinoflagellés dans le lac s'est donc effectué par l'intermédiaire des cours d'eau drainant la partie septentrionale du bassin versant. Il s'agit des quatre cours d'eau se déversant sur la rive nord-ouest du lac (Fig. 5.2). Un taux important de dinoflagellés est observable dans les sédiments alluviaux, ainsi que dans les derniers 400 cm du forage.

La transition entre les dépôts tourbeux et les premiers sédiments témoignant de la présence d'un environnement lacustre se situe vers 12 m 20 de profondeur. En tenant compte du contexte chronologique établi par les déterminations palynologiques, l'apparition des premiers sédiments lacustres intervient donc entre 6300 et 5900 cal BP (Fig. 5.4). La limite entre les dépôts tourbeux et lacustres se place 10 cm au-dessus du niveau daté de 6300 cal BP, et 30 cm au-dessous du niveau daté de 5900 cal BP. Il est cependant difficile de préciser la date de la création du lac sur la base des relations d'épaisseurs de sédiments tourbeux et lacustres. En effet, des différences importantes caractérisent les taux d'accumulation et surtout les taux de compaction de ces différents types de sédiments. Nous pouvons toutefois exclure que la mise en place du lac se soit effectuée juste après 6300 cal BP ou juste avant 5900 cal BP, en raison de la position éloignée de ces deux dates par rapport à la limite inférieure des sédiments lacustres. Nous proposons donc un âge compris entre 6200 et 6000 cal BP pour la création du Lac Noir. Cette hypothèse implique donc que l'origine du lac se situe bien après le retrait glaciaire de la vallée, et n'est en aucun cas liée à un environnement glaciaire, tel que la présence d'un barrage morainique. La création du Lac Noir est donc liée à une obstruction massive et rapide du cours de la Singine par une suc-
cession de processus gravitaires importants et multi-
ples, qui interviennent peu avant 6000 cal BP.

L'analyse de la morphologie du pied du versant de Schlossisboden, situé au nord du lac (Fig. 3.17), révèle la présence d'une topographie convexe témoignant de la présence de volumineux dépôts gravitaires. Comme nous l'avons déjà mentionné dans le chapitre 3.4.4, le versant de Schlossisboden a connu de nombreuses instabilités de terrain au cours de l'Holocène. Les datations effectuées sur ce site ont mis en évidence l'action conjuguée ou indépendante de phénomènes de coulées de boue, de laves torrentielles, de glissements de terrain et de chutes de blocs au cours des derniers millénaires. De plus, 2 datations, exprimant respectivement des âges de 6105 ±145 et 6125 ±145 cal BP, indiquent la présence d'un événement unique ou d'une série d'événements proches ayant affecté l'ensemble de la zone inférieure du versant de Schlossisboden. Ces événements ont très probablement engendré le dépôt de volumes importants de matériaux dans le fond de la vallée de la Singine. Ces âges correspondant parfaitement avec l'intervalle de temps proposé pour la création du Lac Noir, il est dès lors fort possible que les coulées de boue et glissements de terrain importants ayant eu lieu vers 6100 cal BP sur le site de Schlossisboden aient engendré la fermeture de la vallée. Cette obstruction brutale et massive du cours de la Singine aurait ainsi eu pour conséquence la formation du Lac Noir. Des indices d'activité de mouvements de terrain synchrones, provenant du site du Hohberg (Fig. 3.1 et 4.1), confirment l'hypothèse de l'existence d'instabilités de terrain accrues peu avant 6000 cal BP dans les Préalpes fribourgeoises. BÜCHI (1927) exprime également l'hypothèse du barrage de la Singine par le déclenchement de multiples laves torrentielles associées à des cours d'eau latéraux et l'activité de glissements de terrain, qui viennent déposer de grands volumes de matériaux au fond de la vallée de la Singine. Il est fort probable que les importants dépôts de coulées de boue et de glissements de terrain provenant de Schlossisboden aient été conjugués avec des dépôts de laves torrentielles issues du massif du Kaiseregg, en rive droite de la Singine. La préservation du Lac Noir jusqu'à nos jours implique qu'un volume considérable de matériaux se soit rapidement déposé au fond de la vallée, sans quoi, l'action érosive de la Singine aurait empêché toute fermeture de la vallée (Fig. 2.15). Les dépôts du front du versant de Schlossisboden, que nous considérons donc comme la cause principale du barrage de la vallée, s'étendent sur plusieurs centaines de mètres en aval du lac. Cette

configuration est très favorable à la pérennité du bar-
rage, car elle exprime un rapport favorable entre la
largeur et la hauteur de la digue et une pente douce
qui limite l'action érosive de la Singine (SCHUSTER &
COSTA 1986).

5.5 ÉCHANTILLONNAGE DE SURFACE

Une campagne d'échantillonnage des sédiments de surface du Lac Noir a eu lieu en janvier 2000, favorisée par la présence d'une épaisse couche de glace sur le lac. Les échantillonnages ont été effectués tout au long de deux transects sécants, illustrés sur la figure 5.5. La localisation des points de prélèvement sur la glace a pu être déterminée par l'utilisation de jumelles laser (Leica-GEOVID®) positionnées sur les rives de chaque transect. Des mesures de la profondeur d'eau par echo-sounding ont permis de prélever les échantillons à intervalles plus ou moins fixes de profondeur d'eau. Le premier transect s'étend du NNO au SSE, traversant la partie nord du lac. 23 échantillons ont été prélevés sur ce tracé, à des intervalles de profondeur d'eau de 1 m. Le second transect parcourt l'ensemble du lac sur sa longueur, du NE au SSO. 17 échantillons ont été collectés sur ce tracé, selon des intervalles de profondeur d'eau de 1 m 50 ou, dans la partie centrale et profonde du lac, à une distance régulière de 100 m. Cependant, l'épaisseur de glace étant forte- ment réduite aux abords de la limite sud de ce tracé longitudinal, les sédiments situés à des profondeurs d'eau inférieures à 3 m, proches de la rive, n'ont pas pu faire l'objet de prélèvements.

Des trous de 15 cm de diamètre, forés à travers la glace, ont permis de réaliser les prélèvements de sédiments. Des carottages des sédiments de surface ont ainsi été effectués à l'aide d'un tube de forage de type Kajak, présentant un diamètre de 8 cm (REN- BERG 1991). Les deux premiers centimètres de sédi- ments ont été prélevés, puis conservés dans des sacs plastiques. Différentes analyses ont été conduites sur les échantillons, telles que: déterminations minéralo- giques par diffraction aux Rayons X, caractérisation des fractions de matière organique et de carbonates par mesures de perte au feu, analyses granulométriques et déterminations palynologiques.

Les profils présentés dans la figure 5.5 mettent en évidence la régularité de la morphologie du fond du lac, qui possède une profondeur maximale de 9
<figure><img src="image_72.png" /></figure>

**Fig. 5.5** Longitudinal and transverse profiles across Lac Noir, illustrating the cumulative curves of organic matter (LOI 550 °C) and carbonate contents (950 °C). 23 and 17 samples were respectively collected along the transverse and longitudinal profiles. The black dot on the map locates the drilling-site.

m 50 dans sa partie nord. Les mesures granulométriques démontrent la présence de sédiments caractérisés par une fraction sablo-silteuse sur les zones du littoral comprises entre 0 et 4 m de profondeur, tandis que les zones plus profondes du lac sont concernées par des argiles et silts non consolidés. La déclivité des talus de rives dépend de la morphologie du littoral. Le site B (Fig. 5.6) est localisé sur un cône deltaïque, se distinguant par un taux de sédimentation supérieur aux autres sites et une déclivité plus élevée de la rive.

Les déterminations minéralogiques qualitatives et semi-quantitatives, réalisées par diffraction aux Rayons X, révèlent la présence de divers minéraux tels que le quartz, la calcite, la dolomite, ainsi qu'un large éventail de minéraux argileux (montmorillonite, illite, kaolinite, muscovite, etc.). La distribution de ces minéraux tout au long des transects analysés est hétérogène. Le quartz est plus abondant sur les rives A et D (Fig.5.6), ses concentrations étant principalement influencées par les cours d'eau drainant la partie septentrionale du bassin versant du lac, caractérisée par la présence d'un substrat de Flysch du Gurnigel (Fig. 5.2), riche en quartz. Le quartz est transporté dans le lac par les cours d'eau débouchant sur les rives nord et ouest du lac (Fig. 5.1). Les plus fortes concentrations de calcite

sont observables sur la rive C (Fig. 5.6). La calcite est, comme le quartz, présente dans tous les échantillons de surface. Cependant, la présence de calcite dans le lac est associée à une double origine. En effet, la calcite peut être soit détritique soit autochtone, auquel cas elle provient de la production de calcite biogénique. La plus haute concentration de dolomite est située sur la rive B (Fig. 5.6), tandis que les échantillons répartis sur le reste des transects ne révèlent que de faibles quantités relatives de dolomite. La dolomite détritique provient principalement de l'érosion des roches dolomitiques triasiques des Préalpes Médianes. Le cours d'eau associé au delta lacustre de la rive B (Fig. 5.1) draine en effet un secteur du bassin versant caractérisé par la présence de roches triasiques gypsifères et dolomitiques (OSWALD & DAPPLES 2001). Finalement, les phyllosilicates, associés à des fractions granulométriques fines, sont abondants dans les parties profondes du lac, entre les rives A et B, ainsi qu'en direction de la rive D.

La figure 5.5 illustre les variations du taux de matière organique et de carbonates dans les sédiments de surface du lac. La courbe représentant le contenu en matière organique (LOI 550 °C) ne révèle pas de fortes amplitudes d'une rive à l'autre. En revanche, la courbe
<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>**Fig. 5.6** High or low relative abundance of minerals such as quartz, calcite, dolomite and undifferentiated clays in the present sediments of Lac Noir. See figure 5.1 for the distribution of inflowing streams.</figcaption></figure>

de variation des carbonates (LOI 950 °C) met en évidence deux pics distincts sur les rives B et C. De telles anomalies positives sont corrélées avec les valeurs élevées de calcite et dolomite décelées par les analyses minéralogiques. Ces valeurs importantes de carbonates sont liées aux apports détritiques de calcite et de dolomite, ainsi qu’à la production de calcite biogénique dans les eaux peu profondes de ce secteur des rives du lac. En effet, de nombreux animaux et plantes aquatiques nécessitent la présence de carbonates dissouts lors de leur métabolisme de croissance. Et comme la plupart de l’activité biologique se concentre au niveau des écosystèmes peu profonds des rives, un taux important de carbonates se retrouve dans les sédiments du littoral lacustre. Il est probable qu’une productivité biologique plus élevée caractérise les rives nord du lac, liée à des facteurs anthropogènes tels que la présence de pâturages proches, associés à un épandage annuel de fumures. Un apport élevé de nutriments, par lessivage, peut dès lors participer à l’accroissement de la productivité primaire du lac.

La préparation des échantillons en vue de déterminations palynologiques est similaires pour les sédiments de surface que pour les sédiments fossiles (Chap. 5.4.5). Ces analyses ont également été réalisées par Jacqueline F.N. van Leeuwen et Willem O. van der Knaap, de l’Institut de Géobotanique de l’Université de Berne. De légères différences sont observables dans la distribution de pollens et de dinoflagellés sur l'ensembles des sédiments actuels du Lac Noir.

Les pollens saccate sont plus nombreux aux abords des rives, poussés vers le rivage par l’action du vent (AMMANN 1994). L’augmentation de l’abondance des algues *Tetraedron minimum* vers les rives nord-est du lac peut signifier l’existence d’écoulements de substances polluantes vers le lac dans ce secteur. Les dinoflagellés exposent des pourcentages élevés vers la rive A (Fig. 5.7). Comme nous l’avons mentionné pour l’interprétation des dinoflagellés observés dans les sédiments lacustres fossiles (Chap. 5.4.5), les dinoflagellés proviennent de l’érosion des roches tertiaires du Flysch du Gurnigel, localisées dans la frange nord du bassin versant du lac (Fig. 5.2). Les microfossiles sont transportés par les cours d’eau drainant cette zone septentrionale du bassin versant, et déversés dans le lac. Ils peuvent donc être utilisés comme des indicateurs d’érosion active et de lessivage intense au sein du bassin versant.

En conclusion, l’analyse des sédiments actuels du Lac Noir met en évidence une distribution hétérogène, tant de la fraction minérale que des concentrations de matière organique et des carbonates, entre les différents environnements lacustres, tels que le littoral ou les zones plus profondes. Les apports détritiques sont fortement influencés par le tracé des cours d’eau à l’intérieur du bassin versant du lac. L’érosion de divers types de roches composant le substrat de ce bassin versant entraîne une diversité des assemblages minéralogiques retrouvés au sein des sédiments actuels, mais