<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>**Fig. 5.7** Longitudinal and transverse profiles across Lac Noir, illustrating the distribution of Dinoflagellates, *Tetraedron minimum* and *Saccate pollens*. See figure 5.1 for the distribution of inflowing streams.</figcaption></figure>

également des sédiments fossiles (Chap. 5.3 et 5.4). Ainsi les concentrations de quartz, de dolomite et d'argiles au débouché de différents cours d'eau dans le lac dépendent essentiellement des caractéristiques géologiques du substrat rocheux présent en amont de ces cours d'eau.

## 5.6 DISCUSSION

Des changements importants de la couverture végétale dans la région du Lac Noir interviennent dès 3650 cal BP, caractérisés par le remplacement progressif de surfaces forestières par des zones de prairies et de cultures. Ces fluctuations de la végétation jouent également un rôle non négligeable dans l'évolution du paysage préalpin, et peuvent notamment influencer les conditions de stabilité des versants. Une diminution de la couverture forestière peut notamment entraîner une augmentation des instabilités de terrain (MONTGOMERY et al. 2000; THORNES 1997). En effet, les surfaces

boisées contribuent à la réduction des eaux d'infiltration et à la stabilisation des terrains superficiels (Chap. 6.3). La distribution des instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises au cours des derniers 7000 ans démontre d'ailleurs des corrélations avec les changements de végétation dans la région du Lac Noir. Les sites fribourgeois présentés dans la figure 5.8, dont les instabilités ont fait l'objet de descriptions détaillées aux chapitres 3 et 4, sont situés à proximité, voire à l'intérieur du bassin versant du Lac Noir. Ils peuvent donc être intégrés de manière fiable dans des comparaisons avec les données paléoenvironnementales locales fournies par les sédiments du Lac Noir, et notamment les enregistrements palynologiques.

La figure 5.8 met en évidence une augmentation des fréquences d'instabilités de terrain depuis 3600 cal BP, qui coïncide avec les premiers signes importants de déforestation dans la région du Lac Noir, qui apparaissent entre 3600 et 3700 cal BP. Les indices de diminution de la surface forestière sont définis par une augmentation distincte des pourcentages de pollens
<table><thead><tr><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_75.png" /><figcaption>Distribution of slope instabilities</figcaption></figure>

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

<table><tr><td>Neolithic</td><td>Bronze Age</td><td>Iron Age</td><td>Roman Period</td><td>Middle Ages</td><td>Modern Times</td></tr></table>

<table><caption>**Fig. 5.8** Distribution of slope instabilities during the middle and late Holocene, at the five studied sites of the Fribourg Prealps (upper data, Chap. 4). Grey shading emphasizes periods of increased instability. The lower curve expresses the percentages of herb pollen in the 13 m Lac Noir core. This curve combines the fractions of upland herbs and moist herbs presented in figure 5.4. Black triangles placed along the herb pollen curve indicate peaks of human impact, illustrated by the increase of anthropogenic indicator herb taxa at 4300, 3650, 2700, 1500, 900 and 450 cal. yrs BP.</caption><tr><td>Absolute dendrochronological datings</td><td colspan="4">Radiocarbon datings including error margins (2 sigma)</td></tr><tr><td>× Single event</td><td> Event preceded by a period of slope instability</td><td>Single event</td><td>Period of slope instability (white), deduced from tree-ring analysis</td></tr></table>

d'herbes. L'histoire de la végétation dans la région préalpine du Lac Noir est étroitement liée à la présence de l'homme et à l'utilisation du sol. Cette relation s'amorce déja vers 4300 cal BP, avec le remplacement de surfaces boisées par des céréales et des herbes, telles que *Plantago lanceolata*-type, *Urtica*, *Rumex acetosa*-type, et *Cannabis*, associées à une colonisation humaine. La courbe représentant l'évolution des pourcentages de pollens d'herbes (Fig. 5.8) révèle l'existence de plusieurs phases d'activité humaine plus intense, situées aux environs de 3650, 2700, 1500, 900 et 450 cal BP. De plus, le taux élevé de matière organique contenu dans les derniers 200 cm de sédiments du Lac Noir, correspondant environ aux derniers 450 ans, peut être associé à une productivité biologique accrue dans le lac, induite d'une augmentation de l'activité humaine aux abords du lac. Le développement agri-

cole, avec notamment l'apparition et l'utilisation d'engrais, a très probablement généré une accentuation de la productivité primaire du lac au cours des derniers siècles.

Les deux périodes caractérisées par des fréquences élevées d'instabilités de terrain dans les Préalpes frbourgeoises, comprises entre 3600-2100 et 1700-300 cal BP, se corrèlent parfaitement avec l'intervalle de temps associé à des changements importants de la végétation, qui débute vers 3650 cal BP (Fig. 5.8). Cette chronologie des occurrences d'instabilités de terrain, synchronisée avec les fluctuations de la couverture végétale au cours des derniers 4000 ans, met en évidence une très probable influence des changements du couvert végétal sur la stabilité des versants. L'augmentation de la déforestation dès 3650 cal BP, liée à
l'activité humaine, coïncide en effet avec l'augmentation des fréquences de mouvements de terrain. L'activité des instabilités de terrain dépend de multiples facteurs, qui seront présentés dans le chapitre 6, et qui peuvent intervenir de manière complémentaire ou indépendante dans l'initiation de divers processus d'instabilités de terrain. La couverture végétale, et surtout la distribution des surfaces boisées et non boisées, doivent être considérées comme des facteurs essentiels influençant la stabilité des versants. Toutefois, des instabilités de terrain peuvent survenir alors que la couverture végétale ne présente aucune modification majeure. C'est le cas, notamment, pour la période de fréquences élevées d'instabilités de terrain comprise entre 6250 et 4800 cal BP (Fig. 5.8). Au cours de cet intervalle de temps, la courbe de l'évolution des pollens d'herbes ne démontre aucune variation significative. Le nombre d'événements d'instabilités de terrain compris dans cet intervalle est moins élevé que durant les deux périodes suivantes. Il faut néanmoins relever la présence de fréquences accrues d'instabilités de terrain entre 6250 et 4800 cal BP, qui ne peuvent être mises en relation avec des fluctuations de la végétation. D'autres facteurs, tels que le climat, ont dû intervenir durant cette période et favoriser l'instabilité des versants.

L'importance de la végétation sur la stabilité des versants est également illustrée par l'enregistrement des dépôts turbiditiques dans les sédiments du Lac Noir. La fréquence des turbidites décrit une nette augmentation à partir de 2000 cal BP (Fig. 5.3), avec la présence de 36 événements turbiditiques au cours

des derniers 2000 ans, contre seulement 16 turbidites durant les précédentes 4300 années. L'apparition des séquences turbiditiques peu avant 4300 cal BP, puis l'augmentation de leurs fréquences après 2000 cal BP suggèrent l'existence d'un accroissement du taux d'érosion au sein du bassin versant du lac. Cette accen-tuation des processus d'érosion et du transport de sédiments vers le lac est liée à la dénudation progressive du sol ayant débuté vers 4300 cal BP (Fig. 5.8). Des observations similaires de périodes d'érosion accrue, enregistrées sous la forme de larges dépôts détritiques dans des sédiments lacustres ont pu être définies par ELLIOT et al. (1995), en Nouvelle Zélande, comme la conséquence de déboisements importants induits par l'homme. Dans les sédiments du Lac Noir, l'augmen-tation du taux d'érosion et des apports détritiques dans le lac est également enregistrée par une abondance plus marquée de dinoflagellés, à partir de 900 cal BP (Fig. 5.4), résultant de l'érosion soutenue des roches tertiaires du Flysch du Gurnigel.

Le rôle majeur joué par la végétation dans l'évolution du paysage et de la morphologie des versants est ainsi mise en évidence de différentes manières. Tout d'abord, la dénudation progressive des versants, associée à la déforestation, engendre un accroissement du taux d'érosion du sol et du transport de sédiments par les rivières. En conséquence, les fluctuations de la végétation influencent la probabilité d'occurrence des instabilités de terrain superficielles. Celle-ci tend notamment à s'accroître lors de réduction des surfaces boisées.

*****
# 6 - FACTEURS INFLUENÇANT L'ACTIVITÉ DES INSTABILITÉS DE TERRAIN

## 6.1 INTRODUCTION

Les causes et origines des mouvements de terrain sont nombreuses et diverses. En effet, de multiples facteurs jouent un rôle dans le conditionnement et le déclenchement d'instabilités de terrain, et peuvent opérer de manière individuelle ou interagir de manière complémentaire. Ces facteurs sont regroupés dans deux catégories distinctes: les facteurs “passifs” ou défavorables (conditioning factors) et les facteurs “actifs” ou déclenchant (triggering factors; CENDRERO & DRAMIS 1996, SCHUSTER & WIECZOREK 2002, ZÊZERE et al. 1999). Les facteurs passifs déterminent les conditions intrinsèques, ou de base, associées à un environnement instable, et qui sont caractérisées par des propriétés qui n'évoluent pas dans le temps. En revanche, les facteurs actifs interviennent directement dans le déclenchement ou la réactivation de phénomènes d'instabilités de terrain. Nous présentons ci-après un inventaire non exhaustif des facteurs passifs et actifs influençant l'activité des instabilités de terrain. D'autres subdivisions de ces facteurs existent toutefois dans la littérature, tel le regroupement en trois groupes, établis dans le cadre du PNR31 (RAETZOBRÜLHART 1997). Ces groupes sont notamment définis en fonction de l'échelle temporelle concernée: facteurs permanents (> 100 ans), facteurs aggravants (de 1 à 100 ans) et facteurs déclenchants (< 1 an).

### 6.1.1 Facteurs passifs

La géologie, ou plus spécifiquement les dispositions lithologiques et structurales d'un versant déterminent des pré-conditions favorables ou défavorables pour la stabilité de ce versant. En effet, la nature de

la roche ou du sol, les valeurs de perméabilité et de résistance au cisaillement, la teneur en minéraux argileux, l'orientation des strates par rapport à la pente ou encore la fréquence et la distribution de discontinuités dans des massifs rocheux sont autant de paramètres pouvant induire des conditions défavorables pour la stabilité d'un versant (CENDRERO & DRAMIS 1996, JIMÉNEZ SÁNCHEZ et al. 1999, THORNES 1997, ZÊZERE et al. 1999).

La topographie, induisant des déclivités variables sur l'ensemble d'un versant, influence spatialement la distribution des zones à potentiels d'instabilité faible, moyen ou élevé (CENDRERO & DRAMIS 1996, ZÊZERE et al. 1999).

Les conditions climatiques générales associées à la position géographique sur le globe terrestre interviennent de manière favorable ou défavorable sur la stabilité des versants (THORNES 1997). Les régions arc-tiques sont par exemple influencées par les amplitudes des cycles de gel/dégel, tandis que les régions tempérées sont davantage sujettes à des variations annuelles des précipitations, pouvant induire des fluctuations importantes du niveau des nappes phréatiques et de la teneur en eau des versants. Ces conditions climatiques peuvent changer considérablement au cours du temps.

Les surfaces paysagères caractérisées par une couverture végétale rase ou peu abondante sont souvent associées à de nombreuses instabilités de terrain (ZÊZERE et al. 1999). L'influence de la végétation sur la stabilité des versants est toutefois complexe. En effet, l'influence positive de la végétation est caractérisée par son rôle d'interception et de rétention, qui agit sur
le volume d'eau pouvant atteindre le sol et s'y infiltrer. La végétation participe également à la stabilisation des versants par la fixation du sol, la réduction du ruissellement et ainsi la modification du bilan hydrique. En revanche, la couverture végétale, et plus particulièrement les surfaces boisées, déterminent une charge supplémentaire sur les terrains et peuvent induire une déstabilisation des terrains superficiels par l'intermédiaire de vibrations occasionnées lors de tempêtes. Cependant, le bilan global de l'influence de la végétation sur la stabilité des versants est positif. Il en résulte qu'une diminution voire une disparition de la végétation induit une augmentation de la probabilité d'instabilités de terrain (CENDRERO & DRAMIS 1996, PARISE et al. 2002, THORNES 1997).

**Autres facteurs :** Les processus suivants, agissant à long terme sur la stabilité des versants, peuvent également être considérés comme des facteurs passifs: altération et érosion des versants, activité tectonique et soulèvement régionaux (CENDRERO & DRAMIS 1996). Enfin, l'intervention de l'homme dans l'organisation globale du paysage, induisant des impacts sur la couverture végétale liés à l'utilisation du sol et des interférences avec le cycle hydrologique, exerce également une influence notoire sur la stabilité des versants (CENDRERO & DRAMIS 1996, STRUNK 1997).

## 6.1.2 Facteurs actifs

Comme mentionné dans l'introduction de ce chapitre, les facteurs actifs sont à l'origine du déclenchement d'instabilités de terrain. Ils génèrent des stimulations externes qui induisent une mise en place plus ou moins rapide d'un ou de plusieurs types d'instabilités de terrain. Un aspect essentiel dont il faut tenir compte dans le domaine des facteurs actifs est le temps de réaction séparant la mise en action d'un facteur actif et le déclenchement de l'instabilité de terrain produite par ce facteur. De plus, il est souvent difficile, voire impossible, de déterminer une cause unique pour le déclenchement d'un événement instable, du fait de l'occurrence souvent synchrone de facteurs considérés comme “déclenchants” (SOWERS & SOWERS 1970). Ces facteurs actifs sont en effet nombreux et variables (AYLSWORTH et al. 2000, CENDRERO & DRAMIS 1996, GONZÁLEZ-DÍEZ et al. 1999, GRUNERT & HARDENBICKER 1997, HANISCH 2002, MARGIELEWSKI 2002, SCHUSTER & WIECZOREK 2002, ZÉZERE et al. 1999):

Les *précipitations intenses*, associées à des infiltrations accrues, induisent une sursaturation et une augmentation de la pression interstitielle des terrains,

> «In most cases a number of causes exist simultaneously and so attempting to decide which one finally produced failure is not only difficult but also incorrect. Often the final factor is nothing more than a trigger that set in motion an earth mass that was already on the verge of failure. Calling the final factor the cause is like calling the match that lit the fuse that detonated the dynamite that destroyed the building the cause of the disaster.»

SOWERS & SOWERS (1970)

une diminution de la résistance au cisaillement et une diminution de la cohésion des terrains. Une rapide *fonte de la neige* peut également impliquer une sursaturation en eau des terrains. De même, la disparition du permafrost dans des zones de haute altitude peut générer l'initiation d'instabilités de terrain en favorisant la mobilisation de matériaux meubles ou rocheux auparavant stabilisés par la présence du permafrost.

Les *tremblements de terre* peuvent engendrer des déstabilisations majeures de massifs rocheux fracturés ou de sols faiblement cohésifs, associées à l'augmentation des forces de cisaillement et la diminution de la cohésion. Les *éruptions volcaniques* sont souvent associées à une sismicité pouvant être importante. Les éruptions peuvent également générer des instabilités de terrain sous la forme de coulées boueuses mobiliisant des cendres et liées à d'éventuelles et rapides fontes de la neige.

L'incision et l'érosion fluviatiles en bordure ou au front de zones potentiellement instables, engendrent une fragilisation de la stabilité de l'ensemble ou d'une partie de la zone.

Les *activités humaines*, telles que des excavations, des surcharges de terrain ou des infiltrations d'eau concentrées, affectent l'équilibre des masses d'une zone instable.

Les paramètres majeurs contrôlant les nombreux et variables types d'instabilités de terrain sont la gravité et l'eau. La gravité est en effet à l'origine de tous les processus physiques participant à l'érosion des reliefs, tels que les mouvements de terrain ou l'érosion fluviatile. De son côté, l'eau génère une grande majorité des instabilités de terrain, en agissant directement sur les paramètres géotechniques des versants tels que la
résistance au cisaillement, la cohésion des matériaux ou l'angle de frottement interne. Il est important de noter que l'eau est présente tant dans les facteurs passifs que les facteurs actifs, dans le cadre des fluctuations climatiques d'une part et des événements météorologiques d'autre part. Les variations climatiques et météorologiques jouent donc un rôle prépondérant, respectivement à long terme et à court terme, dans l'activité des instabilités de versant. L'implication des variations météorologiques et climatiques à moyen terme dans le déclenchement ou l'accélération de mouvements de terrain est traitée plus en détail par OSWALD (2003), sur la base d'études comparatives entre instabilités de terrain et fluctuations météorologiques et climatologiques dans l'actuel et à l'échelle du 20e siècle.

Ce travail de recherche étant essentiellement centré sur l'activité des mouvements de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, il implique la prise en compte l'intégration de facteurs passifs, agissant sur le long terme. Nous avons en effet cherché à déterminer les facteurs ayant contrôlé ou influencé la distribution hétérogène des instabilités de terrain dans le passé. Nous avons ainsi établi des comparaisons entre la série chronologique d'instabilités de terrain établie pour le canton de Fribourg (Chap. 4.1) et des données multiples et variées décrivant l'évolution dans le temps de facteurs passifs tels que les conditions climatiques locales, régionales et globales, la végétation et l'influence anthropique. Ces facteurs sont présentés plus en détail ci-après et sont comparés de manière individuelle avec la chronologie des instabilités de terrain établie pour le canton de Fribourg, afin de préciser les influences propres de chacun de ces facteurs sur l'activité des mouvements de terrain dans les Préalpes fribourgeoises au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

## 6.2 LE CLIMAT

### 6.2.1 Introduction

La notion de climat est caractérisée par la combinaison complexe de paramètres qui interviennent de manière individuelle ou conjointe. Cette combinaison se répète continuellement dans le temps, avec toutefois quelques variations possibles. Les paramètres climatiques intervenant dans cette combinaison sont: la température de l'air, la pluviosité, l'ensoleillement, la nébulosité, l'humidité de l'air, l'action des vents et la pression atmosphérique. Le climat, basé sur l'assemblage de ces différents paramètres, n'est uniforme ni spatialement ni temporellement. Il varie en effet d'une région à une autre, en fonction de la latitude ou des contraintes morphologiques générées par les reliefs. Les notions de micro-, méso- et macroclimat sont utilisées pour définir l'échelle spatiale concernée. De plus, le climat varie dans le temps, selon des échelles temporelles variables. Des variations du climat interviennent en effet tant à l'échelle d'une saison ou d'une année, qu'à l'échelle de plusieurs milliers ou millions d'années.

C'est précisément la thématique des variations climatiques qui s'avère de premier intérêt dans ce travail de recherche, puisque les données obtenues sur l'activité des instabilités de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène concernent un intervalle de temps de 15'000 ans. Ceci implique donc l'intégration de paramètres climatiques évoluant sur le long terme, à l'échelle de plusieurs dizaines, centaines ou milliers d'années. Il n'est cependant pas simple d'obtenir des enregistrements précis de l'évolution des paramètres climatiques cités précédemment au cours des derniers millénaires. Les principales données paléoclimatiques concernent les paramètres tels que la température, la pluviosité ou encore l'humidité. La détermination de l'évolution passée de ces paramètres est notamment basée sur l'analyse multivariée de dépôts sédimentaires marins et continentaux, de concentrations d'éléments chimiques ($^{18}$O, $^{13}$C, CH$_4$, etc.) piégés dans les glaces des calottes polaires, de fluctuations de la végétation, de données palynologiques et dendrochronologiques ou encore de l'activité des environnements glaciaire et proglaciaire.

### 6.2.2 Origines des variations climatiques

Les variations climatiques sont orchestrées par de multiples processus, tels que le rayonnement solaire, les paramètres orbitaux ou encore la circulation thermohaline. Le processus générant l'influence majeure sur les fluctuations du climat est sans aucun doute le rayonnement solaire (BEER et al. 2000, DERGACHEV & CHISTYAKOV 1995, MAGNY 1993). En effet, les variations de l'insolation globale atteignant la terre sont considérées comme la principale source des changements climatiques sur l'ensemble du globe, bien que les connaissances soient encore peu précises quant aux types de réactions du climat induites du forçage solaire. L'activité solaire, la dynamique des taches solaires et les variations du flux de radiations vers la terre dépendent notamment des réactions nucléaires affectant le coeur du soleil et des processus de convec-
<figure><img src="image_77.png" /><figcaption>**Fig. 6.1** Orbital parameters and their major periodicities (modified from EINSELE & RICKEN 1991).</figcaption></figure>

tions énergétiques actifs au sein de la masse solaire (BEER et al. 2000). De plus, l'insolation globale est également dépendante de la distance entre le soleil et la terre. Le système climatique terrestre répond en grande partie aux variations de l'insolation globale et de la distribution saisonnière des radiations, mais dépend également de la couverture nuageuse, la concentration de vapeur d'eau, les surfaces de glace, et les échanges physico-thermiques entre l'atmosphère, les océans et les continents (BEER et al. 2000). Malgré le nombre élevé de paramètres distincts intervenant dans l'organisation du système climatique terrestre, un lien direct a pu être mis en évidence entre des périodes d'activité solaire réduite (également appelée “minima”) et des phases d'avancées glaciaires comme celle du Petit Age Glaciaire (DERGACHEV & CHISTYAKOV 1995, MAUQUOY et al. 2002, SHINDELL et al. 2001), des variations de niveaux lacustres et des changements brutaux des conditions climatiques (BEER et al. 2000). L'existence de diverses périodicités dans l'activité solaire influence également les fluctuations climatiques. L'activité des taches solaires possède une périodicité de 10-11 ans (BEER et al. 2000, HAIGH 1996), tandis que d'autres cycles solaires de 22 ans (cycle de Hale), 80 à 90 ans (cycle de Gleissberg), 211 ans (cycle de Suess) ou encore 2200 ans (cycle de Hallstatt) impliquent une certaine cadence de l'insolation et donc des variations climatiques (CHAMBERS & BLACKFORD 2001, DERGACHEV & CHISTYAKOV 1995, MAGNY 1993). Par ailleurs, de nouvelles évidences semblent montrer une influence notoire du rayonnement cosmique sur la couverture nuageuse terrestre (SVENSMARK 1998). Les fines particules cosmiques atteignant l'atmosphère terrestre induisent, suite à

diverses réactions nucléaires, une ionisation de la basse atmosphère, qui se traduit finalement par le développement de vapeur d'eau et de nuages (SVENSMARK 1998). Le soleil, et dans une moindre mesure le rayonnement cosmique, jouent donc un rôle prépondérant dans la problématique des changements climatiques actuels et passés.

Les paramètres orbitaux de la terre exercent également une influence considérable sur les systèmes climatiques. En effet, les forces gravitaires des planètes environnantes agissent sur les variations de l'orbite terrestre et de l'inclinaison de l'axe de rotation du globe, caractérisées par des variations de l'excentricité, de l'obliquité et de la précession (Fig. 6.1). Ces trois paramètres varient selon des périodes d'oscillations respectives de 100'000, 41'000 et 23'000 ans (BEER et al. 2000). La principale théorie mettant en évidence le forçage des paramètres orbitaux sur le climat fut établie par MILANKOVITCH (1930). Les trois paramètres orbitaux ne génèrent pas les mêmes effets sur le système climatique terrestre. En effet, l'excentricité engendre une variation de l'insolation globale, tandis que l'obliquité et la précession induisent des variations spatiales et saisonnières de la distribution de cette insolation sur terre, en fonction de la latitude (BEER et al. 2000). L'influence de ces paramètres orbitaux sur le climat a notamment pu être mise en évidence avec la distribution rythmée des dernières périodes glaciaires, qui interviennent globalement selon un cycle de 100'000 ans (COVEY 1984). Ces périodicités glaciaires sont toutefois caractérisées par des courbes évolutives asymétriques (Fig. 6.2), qui mettent en évidence une période d'environ 90'000 ans pour le déve-
loppendent d'une glaciation et de seulement 10'000
ans pour son achèvement.

Enfin, comme mentionné au début de ce chapitre,
hormis le soleil et les cycles orbitaux, la circulation
océanique joue également un rôle important dans les
variations du climat et notamment dans la répartition
des zones climatiques sur le globe (BROECKER 1997,
STOCKER 2000). En effet la circulation thermohaline,
qui s'initie dans l'Atlantique nord par le transfert en
profondeur de masses d'eau froide et dense, génère
l'ensemble de la circulation océanique globale dont
dépendent de nombreux systèmes climatiques régio-
naux (BIANCHI & MCCAVE 1999, POLI et al. 2000,
STOCKER 2000). Ainsi, des variations de la circulation
thermohaline peuvent engendrer des perturbations
régionales et globales du climat. Certains événements
climatiques particuliers sont d'ailleurs attribués à un
changement abrupt de la circulation thermohaline dans
l'Atlantique nord. C'est le cas notamment de la période
froide du Dryas Récent (ALLEY et al. 1997, LEHMAN
& KEIGWIN 1992, MUSCHELER et al. 2000) ou du bref
evénement froid survenu vers 8200 cal BP (BARBER et
al. 1999, STOCKER 2000, VON GRAFENSTEIN et al. 1998).
Dans les deux cas, les causes de ces changements bru-
taux de la circulation thermohaline et du climat sont
associées à l'apport massif d'eau douce dans l'At-
lantique nord (PAILLARD 2001). Ces augmentations
majeures d'eau douce proviennent notamment du drai-
nage catastrophique de lacs proglaciaires bordant la

calotte polaire des Laurentides, comme le Lac Agassiz
(BARBER et al. 1999, WANNER et al. 2000), mais égale-
ment d'un éventuel déversement temporaire des eaux
du Mississippi dans le St-Laurent et le détroit d'Hud-
son (CLARK et al. 2001).

Les processus tels que les rayonnements solaire et
cosmique, les paramètres orbitaux ou la circulation
océanique influencent continuellement les systèmes
climatiques terrestres. Ils agissent ainsi directement
sur l'organisation spatiale et l'évolution dans le temps
du climat. Dans le chapitre suivant, nous illustrons
les changements climatiques ayant eu lieu au cours
du Tardiglaciaire et de l'Holocène, tant à une échelle
régionale que globale.

6.2.3 Fluctuations climatiques durant le
Tardiglaciaire et l'Holocène

Les conséquences des variations climatiques au
cours des derniers millénaires sont la succession de
périodes définies par des conditions climatiques varia-
bles et évolutives. Comme l'indique la figure 6.2,
des phases de glaciations récurrentes ont marqué les
derniers 500'000 ans, exposant des périodicités de
100'000 ans environ. D'une durée plus limitée, le Tar-
diglaciaire et l'Holocène ont toutefois connu des chan-
gements considérables des conditions climatiques, qui
ont notamment impliqué des récurrences glaciaires
d'ampleur moyenne et des oscillations du niveau marin

<figure><img src="image_78.png" /></figure>

**Fig. 6.2** Climatic records from the Vostok ice core, Antarctica, showing atmospheric temperature based on δ¹⁸O and methane concentrations (after PETIT et al. 1999). The methane concentration reflects relative atmospheric humidity, high methane concentrations indicating more humid climatic conditions. Both curves illustrate the 100'000 yr ice age cycles, characterized by a long period of ice formation (decreasing temperature and methane concentration), followed by a short deglaciation period (sudden rise of temperature and methane concentration).
<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>**Fig. 6.3** Schematic representation of the transition from cold to warm climatic periods, coupled with the time-shifted precipitation evolution (after BURGA & PERRET 1998).</figcaption></figure>

relatif. Les évolutions spatiales et temporelles des systèmes climatiques et hydrologiques sont fortement dépendantes des variations de paramètres tels que les précipitations, l'humidité et la température. Cependant, ces derniers paramètres ne présentent pas forcément des évolutions synchrones et homogènes. Ils se modifient dans le temps et dans l'espace de manière individuelle. C'est le cas notamment des précipitations et de la température, qui démontrent des courbes évolutives caractérisées par un retard de la courbe des précipitations sur celle de la température (BURGA & PERRET 1998; Fig. 6.3). Les fluctuations propres des deux courbes impliquent une succession de conditions climatiques variables telles que froid-humide, froid-sec, chaud-sec ou chaud-humide. Ces diverses associations favorisent l'établissement de périodes glaciaires, d'optima climatiques et de phases de transition. La figure 6.3 expose un modèle simple de la tendance évolutive d'une période froide vers une période chaude, en intégrant la réponse des précipitations face aux évolutions de la température. La réalité est cependant plus complexe. Des variations de plus haute fréquence interviennent au sein même de ce modèle, générant ainsi des fluctuations climatiques à l'échelle de dizaines, centaines ou milliers d'années. De plus,

des contraintes spatiales, à l'échelle locale et régionale, induisent des perturbations au sein même de ce modèle.

Nous avons ainsi cherché à préciser l’ampleur et la chronologie de tels changements climatiques au cours des derniers 15’000 ans, dans le but de comparer

**Fig. 6.4** Comparison of different Late Glacial and Holocene climatic records. (a) Seedorf Lake-level fluctuations, Swiss Plateau. (b) Cold and humid periods in the Alps and on the Swiss Plateau (adapted from TINNER & AMMANN 2001). (c) Warm periods, expressed by phases of retreat of the Unteraar Glacier, Central Swiss Alps. (d) Glacier fluctuations in the Swiss Alps, compared with historical glacier stages of 1850, 1920 and 2000 AD (after GAMPER & SUTER 1982, HOLZHAUSER 1995). (e) Alteration of solifluction and soil formation phases in the Swiss Alps. (f) Periods of cold climate in the Central and Eastern Swiss Alps (after BURGA 1980, BURGA & PERRET 1998, HEITZ 1973, MAISCH 1992, MAISCH 1995, ZOLLER 1960, ZOLLER et al. 1966). (g) Evolution of atmospheric methane concentration in the Northern Hemisphere, illustrating the distribution of periods of humid or dry climate (after BLUNIER et al. 1993). (h) Northern Hemisphere mean temperature oscillations (i) Fluctuations of δ¹⁸O in GRIP ice cores, Central Greenland. Grey-shaded rectangles illustrate the four periods of increased landsliding recorded in the Western Swiss Alps (cf Chap. 4.1).
<table><thead><tr><th>cal. years BP<br>(present = 1950 AD)</th><th>Seedorf<br>lake-level<br>index<br>(MAGNY &amp; RICHARD 1998)</th><th>Cold and humid<br>periods in the<br>Swiss Plateau<br>and Alps<br>(HAUS et al. 1998)</th><th>Warm periods<br>in the Central<br>Swiss Alps<br>(HORDES et al. 2001)</th><th>Glacier fluctuations<br>in the Swiss Alps<br>(MASCH et al. 2000)</th><th>Solifluction<br>phases<br>in the<br>Swiss Alps<br>(GAMPER 1985)</th><th>Periods of cold<br>climate in the<br>Central and Eastern<br>Swiss Alps<br>(MASCH et al. 2000)</th><th>Atmospheric methane<br>concentration<br>in the<br>Northern Hemisphere<br>(WANNER et al. 2000)</th><th>Northern<br>Hemisphere<br>mean<br>temperature<br>(SCHÖNWIESTE 1995)</th><th>δ<sup>18</sup>O in GRIP<br>ice cores,<br>Central Greenland<br>(JØNSSEN et al. 1997)</th><th>Periods</th></tr></thead><tbody><tr><td>0</td><td></td><td>LIA</td><td></td><td></td><td></td><td>Little Ice Age</td><td></td><td></td><td></td><td>Younger<br>Subatlantic</td><td></td></tr><tr><td>1000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Göschenen II</td><td></td><td></td><td></td><td>Older<br>Subatlantic</td><td></td></tr><tr><td>2000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>3000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>4000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>5000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>6000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>7000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>8000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>9000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>10000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>11000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>12000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>13000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>14000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>15000</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>Fig. 6.5 Location of Seedorf Lake in Switzerland (LS), in comparison with the Fribourg Prealps landslide area (L).</figcaption></figure>

les fluctuations du climat avec les enregistrements de périodes d'activité intense ou limitée des instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises. La figure 6.4 présente une série de données climatiques provenant de la littérature. Ces données ont été établies sur la base d'études multiples et diverses, et illustrent l'évolution de paramètres climatiques à des échelles régionales et globales. Elles sont présentées dans la figure 6.4 dans un ordre tenant compte du caractère régional (Fig. 6.4a-b-c-d-e-f) ou global (Fig. 6.4g-h-i) des résultats par rapport aux Préalpes fribourgeoises.

Le premier enregistrement climatique provient du lac de Seedorf, situé environ 20 km au nord-ouest de la région du Lac Noir, où sont distribués la majorité des sites d'instabilités de terrain étudiés dans ce travail (Fig. 6.5). Les fluctuations du niveau du lac au cours de l'Holocène ont pu être reconstituées sur la base de l'analyse de séquences sédimentaires et de macrorestes végétaux (MAGNY & RICHOZ 1998). Ainsi, cinq périodes majeures de haut niveau lacustre interviennent vers 9800-8100, 7400-7000, 5500-5000 et 2800-2300 cal BP (Fig. 6.4a). Ces périodes de haut niveau du lac sont indicatives d'une détérioration des conditions climatiques estivales, avec des températures plus basses et des précipitations plus intenses. Ces résultats, corrélés avec d'autres signatures paléoclimatiques en Europe centrale et au Groenland, mettent en évidence l'existence synchrone de périodes de hauts niveaux du lac de Seedorf, de phases globales de refroidissement, d'avance des glaciers et d'abaissement de la limite des forêts des Alpes suisses (MAGNY & RICHOZ 1998). Ces processus indiquent donc une occurrence synchrone de conditions climatiques tant froides que humides, et ceci à une échelle régionale et globale (MAGNY & RICHOZ 1998).

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>Fig. 6.6 Location of the sites studied by HAAS et al. (1998). WL: Wallisellen-Langachermoos bog, LS: Lake Seedorf, GR: Gouillé Rion pond, LB: Lago Basso pond.</figcaption></figure>

La figure 6.4b présente, elle, une succession de 10 périodes caractérisés par des conditions climatiques froides et humides (HAAS et al. 1998, TINNER & AMMANN 2001). Les huit phases comprises entre le Dryas Récent (YD) et le Petit Age Glaciaire (LIA) ont été déterminées grâce à l'étude paléoécologique de deux mares (Gouillé Rion et Lago Basso), d'un lac (Seedorf) et d'un ancien lac ayant évolué en marais (Wallisellen-Langachermoos, Fig. 6.6, HAAS et al. 1998). Les deux premiers sites sont situés dans les Alpes suisses, tandis que les deux derniers sont localisés sur le Plateau suisse. Les sites ont fait l'objet d'analyses diverses, telles que la détermination et la datation du contenu palynologique et macrofossile des sédiments. Les corrélations des résultats obtenus sur chacun des quatre sites ont démontré une bonne correspondance des périodes froides et humides entre le Plateau et les Alpes suisses (HAAS et al. 1998). De plus, ces courtes périodes de détérioration du climat démontrent une chronologie synchrone avec des oscillations climatiques régionales et globales caractérisées également par des températures basses et des précipitations élevées (HAAS et al. 1998). Les augmentations majeures du niveau du lac de Seedorf (Fig. 6.4a, MAGNY & RICHOZ 1998) se corrèlent en effet parfaitement avec les phases froides et humides CE-2, CE-4, C-6, CE-7 et CE-8 de HAAS et al. (1998).

Une chronologie des phases de retrait de six glaciers des Alpes suisses a pu être établie par HORMES et al. (2001), sur la base d'analyses et de datations de fragments de bois et de tourbe prélevés au front des glaciers. Les sites d'étude sont présentés dans la figure 6.7. Au cours de multiples phases de retrait, ces glaciers ont connu des extensions plus réduites qu'actuellement, durant lesquelles la végétation et des milieux
<figure><img src="image_82.png" /></figure>

Fig. 6.7 Location of investigated glaciers, in front of which organic materials such as pieces of wood, organic lake sediments and clasts of reworked peat were collected and analysed by HORMES et al. (2001). T: Glacier du Trient, MM: Glacier du Mont Miné, R: Riedgletscher, U: Unteraargletscher, VF: Vadrec del Forno, VT: Vadret da Tschierva.

tourbeux ont pu se développer dans les environnements proglaciaux. Ces matériaux organiques, récoltés au front des glaciers actuels, ont fait l'objet de datations qui ont permis de reconstruire des phases de contraction glaciaire. Huit périodes ont ainsi pu être déterminées, au cours desquelles des conditions climatiques plus chaudes se sont développées, favorisant la fonte et le retrait progressif des glaciers (Fig. 6.4c, HORMES et al. 2001). Ces résultats sont anticor-rélés avec les données précédemment exposées, puisque nous obtenons cette fois un enregistrement de périodes chaudes, qui alternent avec les phases froides et humides de MAGNY & RICHOZ (1998, Fig. 6.4a) et HAAS et al. (1998, Fig. 6.4b). Ceci confirme l'existence de conditions climatiques instables au cours de l'Holocène, tant à une échelle régionale que globale (HORMES et al. 2001).

Les fluctuations glaciaires au cours du Tardi-glaciaire et de l'Holocène démontrent également l'existence de fréquents changements des conditions climatiques. Ainsi, les alternances de phases de retrait et d'avancée glaciaires, présentées dans la figure 6.4d, témoignent de l'ampleur et de la chronologie des variations climatiques (MAISCH et al. 2000, d'après GAMPER & SUTER 1982 et HOLZHAUSER 1995). Les glaciers sont particulièrement sensibles à certains paramètres climatiques précis, tels que la température estivale ou les précipitations hivernales (GAMPER & SUTER 1982, HORMES et al. 2001). Des variations de ces conditions climatiques saisonnières entraînent des variations de la limite d'équilibre des glaciers, qui se traduisent par des mouvements de progression ou de recul des glaciers. Ainsi, la succession de plusieurs années caractérisées par une diminution de la température moyenne estivale et une augmentation des précipitations hivernales induisent, avec un temps de réaction variable et propre à chaque glacier, un déplacement vers l'aval de la limite d'équilibre, ainsi qu'une avancée du front glaciaire. La courbe de la figure 6.4d représente l'évolution générale des glaciers dans les Alpes suisses, relativement aux stades glaciaires de 1850, 1920 et 2000 AD. De nettes oscillations de la courbe témoignent de fluctuations glaciaires importantes au cours des derniers 15'000 ans. La récurrence glaciaire du Dryas Récent montre un déplacement majeur de la courbe vers la droite, indiquant ainsi une extension glaciaire supérieure au stade de 1850 AD, qui marque la fin du Petit Age Glaciaire. Les derniers 11'000 ans sont caractérisés par diverses périodes de retrait ou d'avancée glaciaires bien marquées. Deux longues périodes de contraction des glaciers sont mises en évidence vers 7900-5900 et 4900-4000 cal BP, qui se corrèlent avec des intervalles chauds définis par HORMES et al. (2001, Fig. 6.4c). A l'inverse, la courbe présente plusieurs phases d'extension des glaciers, notamment vers 8500-8100, 5800-5100 et globalement entre 3800 et 200 cal BP. Le stade d'avancée glaciaire vers 3800 cal BP est associé à une rapide détérioration du climat, qui s'enregistre de manière globale dans des sédiments lacustres d'Europe (ARIZTEGUI et al. 1996, ARIZTEGUI et al. 2001). Les avancées glaciaires se corrèlent relativement précisément avec les phases froides et humides décrites par HAAS et al. (1998, Fig. 6.4b) et MAGNY & RICHOZ (1998, Fig. 6.4a).

La figure 6.4e présente, elle, l'alternance de périodes de solifluction active et de formation de sols au cours de l'Holocène moyen et supérieur. Ces données proviennent de l'analyse et de la datation au radiocarbone de sols fossiles préservés au sein de lobes de solifluction, situés entre 2300 et 2500 m d'altitude dans le parc national suisse, aux Grisons (Suisse orientale, GAMPER 1985). Le développement de périodes de solifluction est lié, selon GAMPER (1985), à l'existence de conditions climatiques estivales froides et humides et de conditions climatiques hivernales froides. Les phases de solifluction apparaissent donc conjointement avec des périodes de détérioration du climat. L'occurrence des phases de solifluction se fait de manière relativement synchrone avec les phases froides et humides décrites par HAAS et al. (1998, Fig. 6.4b), notamment les phases CE-6, CE-7 et CE-8, les hauts niveaux du lac de Seedorf (MAGNY & RICHOZ 1998, Fig. 6.4a) et les périodes de progression des glaciers alpins (MAISCH et al. 2000, Fig. 6.4d).
Les enregistrements des fluctuations glaciaires (Fig. 6.4d) sont parfaitement synchrones avec la compilation de périodes froides établies pour les Alpes suisses centrales et orientales par MAISCH et al. (2000, d'après BURGA & PERRET 1998, BURGA 1980, HEITZ 1973, MAISCH 1992, MAISCH 1995, ZOLLER 1960 et ZOLLER 1966). Les dix périodes de conditions climatiques froides représentées dans la figure 6.4f correspondent parfaitement avec les phases d'extension glaciaire maximale (Fig. 6.4d). Toutefois, les périodes froides Misox, Piora I et Löbben interviennent de manière synchrone avec trois périodes considérées par HORMES et al. (2001) comme des périodes chaudes. HORMES et al. (2001) proposent que les trois intervalles des périodes froides, admis jusqu'alors, soient considérés. Cependant, la compilation d'intervalle s froids, proposée par MAISCH et al. (2000), tient compte d'une multitude d'études et de données d'origines diverses, qui se recoupent et se complètent sous la forme des dix phases froides de la figure 6.4f. Nous proposons donc de considérer avec réserves les trois intervalles de Misox, Piora I et Löbben comme phases froides dans les interprétations développées postérieurement dans ce travail.

L'enregistrement des variations du taux de méthane dans l'atmosphère au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène est possible par l'analyse des concentrations de méthane dans des carottes de glace extraites aux pôles du globe. La figure 6.4g illustre ainsi les variations du taux de méthane contenu dans des carottes de glace prélevées au centre du Groenland (WANNER et al. 2000, d'après BLUNIER et al. 1993). Cet enregistrement reflète l'évolution de conditions climatiques sèches ou humides au sein de l'hémisphère nord (WANNER et al. 2000). Il apparaît ainsi des tendances distinctes, telle que la période très sèche vers 15'000 cal BP, qui correspond à la fin de la récurrence glaciaire de Daun-Gschnitz (16'500-15'000 cal BP), et une seconde période sèche associée à la récurrence glaciaire du Dryas Récent, entre 12'700 et 11'900 cal BP. Des périodes marquées par des conditions plus humides surviennent vers 14'400-12'800 et 11'400-8500 cal BP, tandis que les derniers 3'500 ans démontrent une augmentation de l'humidité, suite à un intervalle plus sec compris entre 6000 et 3600 cal BP. A noter que la courbe dela figure 6.4g met en évidence une très nette augmentation de l'humidité suite au Petit Age Glaciaire.

Les deux derniers enregistrements paléoclimatiques présentés dans la figure 6.4 (h et i) représentent des fluctuations de la température au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

La figure 6.4h est une reconstruction des variations des températures moyennes proches du sol dans l'hémisphère nord (SCHÖNWIESE 1995). La courbe, fortement lissée, met en évidence la période froide du Dryas Récent, puis expose des oscillations d'amplitude moyenne au cours de l'Holocène. Les quatre intervalles froids distribués au cours des derniers 4000 ans coïncident avec les phases froides (et humides) de HAAS et al. (1998, Fig. 6.4b) et de MAISCH et al. (2000, Fig. 6.4f), tandis que la longue période de réchauffement comprise entre 5500 et 4300 cal BP correspond aux résultats obtenus par HORMES et al. (2001) et MAISCH et al. (2000). La figure 6.4i illustre, quant à elle, l'évolution du δ¹⁸O dans les glaces du centre du Groenland. Le fractionnement isotopique influençant la distribution sur le globe des isotopes stables de l'oxygène dépend, notamment, de la température moyenne de l'océan et de l'atmosphère. Ainsi, les concentrations de l'isotope ¹⁸O dans la glace des pôles témoignent des variations globales de la température. La courbe de JOHNSSEN et al. (1997) reflète très clairement les périodes froides de la fin de la période glaciaire de Daun, vers 15'000-14'600 cal BP, et du Dryas Récent, entre 12'600 et 11'700 cal BP. Elle met également en évidence la courte phase de refroidissement étant survenue vers 8200 cal BP (BARBER et al. 1999, VON GRAFENSTEIN et al. 1998), qui n'apparaît pas sur la courbe de SCHÖNWIESE (1995, Fig. 6.4h). Cependant, la courbe de JOHNSSEN et al. (1997) présente une évolution constante de la température au cours des derniers 8000 ans, tandis que la courbe de SCHÖNWIESE (1995) expose des fluctuations plus marquées, qui permettent d'isoler des phases climatiques plus froides ou plus chaudes. Malgré leur résolution différente, les deux courbes apportent toutes deux des informations de qualité sur l'évolution globale de la température au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

### 6.2.4 Discussion

Les données paléoclimatiques présentées dans la figure 6.4 illustrent les fluctuations de paramètres climatiques, tels que la température et l'humidité, au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. L'évolution de ces paramètres dans le temps implique la mise en place de périodes définies par des conditions climatiques conjuguant des variations de la température et de l'humidité. Ainsi, durant les derniers 15'000 ans, des associations de climat froid et humide, froid et sec, chaud et humide ou encore chaud et sec se succèdent. Ces variations des conditions climatiques interviennent pour la plupart à un niveau régional de manière synchrone.
Il s'agit maintenant de comparer les enregistrements de variations climatiques du Tardiglaciaire et de l'Holocène avec la chronologie des instabilités de terrain établie pour les Préalpes fribourgeoises. Les quatre phases comportant des fréquences élevées d'instabilités sont reportées dans la figure 6.4 sous la forme de zones grises horizontales. Les quatre intervalles sont les suivants: 11'000-10'250, 6250-4800, 3600-2100 et 1700-300 cal BP (Chap. 4.1). Les quatre périodes d'instabilités de terrain accrues témoignent d'une répartition précise par rapport aux différentes courbes et données paléoclimatiques. En effet, les hautes fréquences d'instabilités de terrain intervenient parallèlement à la mise en place de conditions climatiques globalement plus humides et plus froides. Ceci se vérifie avec les hauts niveaux du lac de Seedorf (Fig. 6.4a, MAGNY & RICHOZ 1998), les périodes froides et humides enregistrées sur le Plateau et dans les Alpes suisses (Fig. 6.4b, HAAS et al. 1998), les périodes de solifluction (Fig. 6.4e, GAMPER 1985), les avancées glaciaires (Fig. 6.4d, MAISCH et al. 2000), et les périodes froides de la Suisse centrale et orientale (Fig. 6.4f, MAISCH et al. 2000). Le caractère local ou régional des informations paléoclimatiques et de mouvements de terrain implique toutefois de légères diachronies des résultats. Cependant la corrélation entre instabilités de terrain et périodes plus froides et humides est évidente. Ceci est également conforté par l'absence de périodes d'instabilités de terrain élevées lorsque des conditions climatiques plus sèches et/ou plus chaudes prévalent. C'est le cas notamment au cours de la récurrence glaciaire du Dryas Récent, qui est caractérisée par des conditions climatiques froides mais surtout sèches. D'autres périodes, associées à des conditions globalement plus chaudes et plus sèches, viennent s'intercaler entre des périodes de haute fréquence de mouvements de terrain. Ainsi, au cours de l'Holocène moyen, les périodes s'étalant de 7800 à 6000 et de 4900 à 4000 cal BP sont concernées par des climats plus chauds et secs, qui ne favorisent pas le développement de multiples et récurrentes instabilités de terrain. C'est également le cas lors de la courte phase de réchauffement autour de 2000 cal BP, qui privilégia d'avantage les déplacements d'Hannibal dans les Alpes (NEUMANN 1992) que l'initiation de mouvements de terrain.

Bien qu'une relation évidente puisse ainsi être établie entre l'occurrence de fréquentes instabilités de terrain et l'existence de conditions climatiques en moyenne plus humides et plus froides, on observe toutefois sur la figure 6.4 des périodes humides et froides au cours desquelles aucun, voire seuls de rares signes

d'instabilités de terrain sont présents (Fig. 4.1). Ainsi, entre 10'000 et 7000 cal BP, les indices de mouvements de terrain sont inexistants, tandis que des intervalles froids et/ou humides apparaissent, comme les périodes froides et humides CE-2, CE-3 et CE-4 de HAAS et al. (1998, Fig. 6.4b), des avancées glaciaires (MAISCH et al. 2000, Fig. 6.4d) ou encore des enregistrements d'humidité élevée (WANNER et al. 2000, Fig. 6.4g). Au cours de cet intervalle de 3000 ans faisant suite au Préboréal, des paramètres non climatiques doivent avoir privilégié la stabilité des versants malgré l'existence de conditions climatiques favorables aux processus de mouvements de terrain. Il est en effet probable que la végétation ait agi de manière stabilisatrice sur les versants préalpins fribourgeois au début de l'Holocène. Cette hypothèse sera présentée et développée dans le chapitre suivant, qui retrace l'évolution de la végétation au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

Comme l'expose la figure 6.4, la considération de conditions climatiques froides et humides dans l'initiation de processus d'instabilités de terrain s'applique parfaitement aux sites étudiés dans les Préalpes

<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>**Fig. 6.8** Holocene temperature and rainfall changes (the latter without scale) in the Cantabrian region (Spain) and tentative correlation with periods of landslide occurrence (after GONZÁLEZ-DIEZ et al. 1996).</figcaption></figure>
fribourgeoises. Toutefois, l'eau restant le paramètre déterminant dans les processus de mouvements de terrain, la mise en place de conditions climatiques humides est beaucoup plus importante en soi que l'intervention de conditions climatiques froides. Il apparaît dans la figure 6.4 que les deux paramètres "humide" et "froid" interviennent souvent de manière conjuguée, et synchrone avec les phases de haute fréquence de mouvements de terrain. Mais l'impact principal sur la stabilité des versants est donné par les fluctuations de l'humidité, liées aux précipitations. Cette relation est également observable dans la figure 6.8, qui illustre la réaction des glissements de terrain (s.l.) face aux fluctuations de la température et des précipitations dans la région cantabrique (Espagne, GONZÁLEZ-DÍEZ et al. 1996). Il en résulte que les instabilités de terrain se développent lors de chaque augmentation des précipitations, mais ne réagissent pas directement aux variations de la température. Le couplage des paramètres froid-humide et chaud-sec est également valable pour cette région. Les phases chaudes et sèches sont particulièrement évidentes, entre 7700-6000 et 1700-1300 cal BP (Fig. 6.8). Le premier intervalle chaud-sec se retrouve dans les données de la figure 6.4, tandis que le second intervalle plus récent est, à l'inverse, concerné par des conditions climatiques froides et humides selon les données régionales obtenues dans les Alpes suisses.

## 6.3 LA VÉGÉTATION

### 6.3.1 Introduction

La végétation peut être considérée comme facteur agissant sur les processus superficiels d'instabilités de terrain, dans le sens où la présence ou l'absence de couvert végétal renforce ou affecte la stabilité mécanique des versants. En effet, la présence de végétation, et notamment de surfaces forestières, favorise la stabilisation des couches superficielles des versants, par l'action des racines d'une part, et en agissant sur le bilan hydrique d'autre part (NILAWEERA & NUTALYA 1999, SCHMIDT et al. 2001, THORNES 1997). La fonction stabilisatrice des racines d'arbres dépend toutefois des propriétés de résistance, de la répartition et de la profondeur de pénétration des racines, ainsi que du type de ramification à l'intérieur du sol (NILAWEERA & NUTALYA 1999). La végétation influence également le bilan hydrique par son rôle d'interception et de rétention des eaux météoriques, lié au processus d'évapotranspiration. La couverture végétale participe ainsi à la régulation de l'humidité du sol et du taux d'infil-

tration d'eau, qui influence grandement l'activité des glissements de terrain profonds. La végétation favorise de plus la fixation du sol et limite le ruissellement (Réf. DUTI-1985). Cependant, la présence de végétation sur un versant peut engendrer une augmentation du potentiel d'instabilité. Les surfaces forestières occasionnent en effet des surcharges sur les terrains, liées au poids important des arbres (NILAWEERA & NUTALYA 1999, THORNES 1997). De plus, l'action du vent peut engendrer la déstabilisation des terrains superficiels par l'intermédiaire de vibrations occasionnées lors de tempêtes. Toutefois, le bilan global de l'influence de la végétation sur la stabilité des versants est positif. Il en résulte qu'une diminution voire une disparition de la végétation entraîne une augmentation de la probabilité d'occurrence d'instabilités de terrain superficielles, telles que coulées de boue, laves torrentielles et glissements peu à moyennement profonds (CENDRERO & DRAMIS 1996, PARISE et al. 2002, THORNES 1997). L'influence du défrichement sur la fréquence et la distribution spatiale de mouvements de terrain est considérable. Le temps de réaction pour la mise en place de processus d'instabilités suite au déboisement est compris entre 1 et 15 ans (MONTGOMERY et al. 2000, SIDLE & WU 1999). Le rôle de la végétation est donc prépondérant dans l'évolution dynamique des versants. Et plus spécifiquement, la déforestation intervient comme un facteur pouvant contraindre de manière fort défavorable la stabilité des versants, dans l'actuel comme dans le passé.

### 6.3.2 Fluctuations de la végétation au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène

Les surfaces forestières jouant un rôle déterminant dans la stabilité des versants (Chap. 6.3.1), il est donc crucial de connaître les fluctuations de la répartition des surfaces boisées au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, afin de préciser l'impact de la végétation sur l'activité des mouvements de terrain. Nous avons donc cherché à préciser l'évolution du couvert végétal, et notamment des espèces arboricoles, au cours des derniers 15'000 ans. Nous avons limité les comparaisons à des données paléoenvironnementales régionales, concernant le territoire suisse, afin de pouvoir les corréler de manière représentative aux données d'instabilités de terrain des Préalpes fribourgeoises.

La reconstruction du paysage végétal est très souvent basée sur l'analyse du contenu palynologique de sédiments lacustres et palustres. En effet, les lacs et les marais déterminent des environnements de bassins propices au dépôt et à la conservation de pollens de
tous spectres. Les pollens, piégés dans les dépôts sédi-
mentaires, déterminent une représentation de la com-
position du couvert végétal situé à proximité du bassin
(MULLE et al. 2000). Ainsi, par l'analyse du spectre
pollinique associé à des dépôts sédimentaires anciens,
il est possible de reconstituer l'histoire de la végéta-
tion de manière spatiale et temporelle. Toutefois, des
précautions doivent être prises lors de telles recons-
titutions. En effet, la représentativité des pollens pré-
servés dans un bassin lacustre ou palustre dépend de
multiples critères, dont les propriétés de dispersion.
La dispersion est liée au type de pollen, à sa structure
et son poids, mais également à son taux de producti-
vité par rapport à d'autres espèces, et aux conditions
de distribution par le vent ou les cours d'eau (JACKSON
1990, PRENTICE 1985). Ainsi, les assemblages palyno-
logiques préservés dans des environnements sédimen-
taires fournissent des indications qualitatives quant
aux types d'espèces végétales présentes à proximité
du bassin, et des indications semi-quantitatives quant
à la distribution spatiale et la fréquence des espèces.
Les pourcentages de pollen ne correspondent en effet
pas directement aux pourcentages des espèces végéta-
les présentes dans les environs du site d'étude (PREN-
TICE 1985). L'application de la méthode palynologique
permet toutefois de reconstituer l'évolution du pay-
sage au cours du temps. La reconstruction de la limite
des arbres dans les Alpes, notamment basée sur la
palynologie, fournit des indications importantes sur
l'ampleur des variations climatiques et de l'influence
anthropique dans le milieu alpin (BIRKS et al. 1996,
HAAS et al. 1998). En effet, la limite supérieure des
arbres en montagne est fortement dépendante des
variations des températures estivales et de la durée
de la saison de croissance. Selon GAMPER & SUTER
(1982), 3 à 10 années de températures moyennes esti-
vales inférieures à la normale suffisent pour engen-
drer une diminution en altitude de la limite des arbres.
L'influence humaine, liée à l'utilisation du sol, joue
egalement un rôle majeur dans l'évolution du couvert
végétal et de la limite des arbres (HÜPPE & POTT 1993).
Le déboisement et l'implantation progressive de sur-
faces de cultures et de pâtures génèrent en effet des
modifications drastiques du paysage.

Les courbes exposées dans la figure 6.9 illustrent
l'évolution de la végétation au cours du Tardiglaciaire
et de l'Holocène, en Suisse et en Italie centrale. Les
données proviennent de l'analyse de différents sites
lacustres et palustres, qui ont fourni des séquences
palynologiques plus ou moins complètes et continues
tout au long des derniers 15'000 ans. Les figures
6.9 a-b-c-d représentent l'évolution de l'ensemble des

espèces arboricoles, par rapport aux espèces non arbo-
ricoles des arbustes, herbes, etc., ceci sur différents
sites suisses localisés sur la figure 6.10 (DAPPLES et al.
2002, MITCHELL et al. 2001, TINNER & AMMANN 2001).
La figure 6.9e illustre, elle, les fluctuations de la limite
des arbres dans les Alpes centrales (BURGA & PERRET
1998), tandis que la figure 6.9f expose l'évolution des
taux de pollens d'arbres sur un site d'Italie centrale
(RAMRATH et al. 2000). Des tendances évolutives res-
sortent clairement de la figure 6.9. Les courbes mon-
trent en effet des variations relativement synchrones
du pourcentage de pollens d'arbres. La période com-
prise entre 15'000 et 13'000 cal BP est caractérisée
par une nette et brusque augmentation des pollens
d'arbres, suite à l'événement climatique froid du stade
glaciaire de Daun (16'500-15'000 cal BP). Les arbres
colonisent rapidement les domaines alpin et jurassien,
les principales espèces pionnières étant le pin (Pinus
sp. et Pinus cembra) et le bouleau (Betula; BURGA
1987, GOBET et al. 2000). La forte détérioration du
climat au cours du Dryas Récent entraîne une dimi-
nution de la fréquence des pollens d'arbres, un abais-
sement de la limite des arbres de 200 à 300 m, et
une reprise de la végétation steppique dans les Alpes
(BURGA 1987). Il faut attendre le Préboréal et des con-
ditions climatiques plus clémentes pour assister à une
nouvelle migration des arbres, cette fois marquée par
la présence de pins (Pinus) et de mélèzes (Larix) qui
déterminent la limite des arbres dans les Alpes. Le
reboisement, initié au Préboréal atteint son ampleur
maximale durant la période comprise entre 10'000
et 6000 cal BP (WICK & TINNER 1997), au cours de
laquelle la limite des arbres est à son apogée, soit entre
2100 et 2300 m (AMMANN & WICK 1993, BURGA 1987,
BURGA & PERRET 1998). A partir de la transition entre
l'Atlantique Récent et le Subboréal, les pourcentages
de pollens d'arbres entament une diminution progres-
sive dans les Alpes (Fig. 6.9b-c), tandis que les popu-
lations arboricoles du Jura et du centre de l'Italie
conservent des pourcentages élevés (Fig. 6.9d-f). Le
déclin des espèces d'arbres au sein du milieu alpin se
répercute peu avant 4'000 cal BP dans les Préalpes fri-
bourgeoises, comme le montre la figure 6.9a (cf Chap.
5). Entre 3800 et 3500 cal BP, plusieurs courbes reflè-
tent une nette chute des pourcentages de pollens d'ar-
bres, associée à la détérioration du climat qui sévit
vers 3800 cal BP, mais également à l'influence anthro-
pique (ARIZTEGUI et al. 1996, ARIZTEGUI et al. 2001). La
diminution progressive, parfois massive, des surfaces
forestières dans les Alpes à partir de l'Holocène moyen
est ainsi la conséquence conjuguée de la colonisation
par l'homme des milieux alpins, et de la détérioration
progressive du climat (AMMANN & WICK 1993, BAUE-
<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>**Fig. 6.9** Comparison of different Late Glacial and Holocene vegetation fluctuations. The curves express the fluctuations of arboreal pollen at Lac Noir, Western Swiss Alps (a), Gouillé-Rion, Valais, Swiss Alps (b), Lengi Egga, Valais, Swiss Alps (c), Praz Rodet, Swiss Jura (d) and Lago di Mezzano, Central Italy (f), as well as the oscillations of the tree-limit in the Central Alps (e). Grey-shaded rectangles illustrate the four periods of increased landsliding recorded in the Western Swiss Alps (cf Chap. 4.1).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>**Fig. 6.10** Location of investigated sites presented in figure 6.9 and associated with records of vegetation changes. PR: Praz-Rodet (MITCHELL et al. 2001), LN: Schwarzsee Lake (Lac Noir, DAPPLES et al. 2002), GR: Gouillé Rion (TINNER & AMMANN 2001), LE: Lengi Egga (TINNER & AMMANN 2001).</figcaption></figure>

ROCHSEE & KATENHUSEN 1997, BURGA 1987, ZOLLER et al. 1998).

### 6.3.3 Discussion

Les courbes présentées dans la figure 6.9 illustrent clairement les fluctuations de la végétation survenues au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, à un niveau régional. Nous pouvons maintenant comparer ces données paléoenvironnementales avec la chronologie des périodes de haute fréquence d'instabilités de terrain établie pour les Préalpes fribourgeoises. Les zones grises horizontales, présentes dans la figure 6.9, correspondent aux quatre phases d'activité élevée de mouvements de terrain reconnues pour les Préalpes (cf. Chap 4.1). La première période d'instabilités, datée du Préboréal, intervient après la récurrence glaciaire du Dryas Récent, parallèlement à la recolonisation du milieu alpin par les espèces arboricoles, qui remplacent progressivement la végétation steppique en place lors du Dryas Récent. Une absence d'instabilités de terrain caractérise la longue période comprise entre 10'200 et 6300 cal BP. Cet intervalle correspond au reboisement maximal des domaines préalpin et alpin, caractérisé par de très hauts pourcentages de pollens d'arbres et une limite des arbres élevées (Fig. 6.9). La présence d'importantes surfaces forestières semble ainsi associée à une très faible occurrence, voire, à la non-existence d'instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises, mais également de manière plus régionale, au niveau suisse (Fig. 4.2). Les datations d'instabilités de terrain concernent principalement des événements gravitaires superficiels tels que des coulées de boue, des laves torrentielles ou des glissements de terrain peu à moyennement profonds.

Ainsi, un lien direct peut être mis en évidence entre l'étendue des surfaces boisées et l'activité de mouvements de terrain superficiels, tels que ceux enregistrés dans les Préalpes fribourgeoises au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

La deuxième période de fréquences élevées d'instabilités de terrain intervient entre 6300 et 4800 cal BP. Elle s'initie de manière synchrone avec l'amorce de la diminution des pourcentages de pollens d'arbres enregistrée dans le domaine alpin (Fig. 6.9b-c). Cette augmentation des instabilités peut à nouveau être mise en relation avec une diminution de la couverture végétale boisée. Cette relation est d'ailleurs très clairement mise en évidence lors de l'initiation de la troisième période de fréquentes instabilités, qui démarre vers 3600 cal BP. En effet, à cette période, des diminutions très nettes des pourcentages de pollens d'arbres sont enregistrées à une échelle locale (Fig. 6.9a) et régionale (Fig. 6.9c et 6.9f). Nous assistons là à une période importante, au cours de laquelle se conjuguent des changements importants au sein de la végétation et une augmentation de l'occurrence des mouvements de terrain. La quatrième et dernière phase de mouvements de terrain accrus correspond à une nouvelle diminution des pourcentages de pollen d'arbres, observable sur une échelle locale à régionale. Cette période, comprise entre 1700 et 300 cal BP est associée à un renforcement de l'impact humain, caractérisé par un accroissement de la déforestation au profit de l'établissement de surfaces de cultures et de pâtures. Une relation directe est ainsi mise en évidence entre les changements du couvert végétal, et plus spécifiquement la déforestation induite de l'activité humaine, et l'occurrence élevée de mouvements de terrain superficiels.

## 6.4 L'INFLUENCE ANTHROPIQUE

Les fluctuations de la végétation, mises en évidence au chapitre précédent comme un facteur important agissant sur l'activité des instabilités de terrain, sont la conséquence de l'influence de plusieurs paramètres pas toujours facilement identifiables. Les causes primaires de l'évolution du couvert végétal sont les changements climatiques et l'impact anthropique. Ainsi, dans le domaine alpin, il apparaît clairement que les changements de la végétation au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène inférieur sont imputables aux variations du climat, souvent brutales, qui ont caractérisé cette période. En revanche, durant l'Holocène moyen et supérieur, les fluctuations de la végétation sont caractérisées par l'apparition et la disparition d'es-
<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>**Fig. 6.11** Evolution of tree pollen percentages, in comparison with the chronology of distinct peaks of human impact, dated at ca. 4300, 3650, 2700, 1500, 900 and 450 cal yrs BP. The peaks of anthropogenic influence coincide with clear negative shifts of the tree pollen curve, characterized by the replacement of forested areas by human-related herb taxa. A relative gradation occurs within the six pulses of human impact. The first peak, at 4300 cal BP, expresses the lowest impact on vegetation, whereas the two last peaks, dated of 900 and 450 cal yrs BP, respectively, expose the highest impact on vegetation, characterized by important decreases of tree pollen percentages. Grey-shaded rectangles illustrate three periods of increased landsliding recorded in the Western Swiss Alps (cf Chap. 4.1).</figcaption></figure>

pèces végétales fortement liées à l'activité humaine. En effet, les enregistrements de pollens d'arbres démontrent une nette diminution à partir de l'Holocène moyen ou supérieur, selon les régions (Fig. 6.9). Parallèlement à cette diminution des pollens d'arbres, une nette augmentation des pollens non-arboricoles, et notamment des pollens d'herbes (Plantago lanceolata-type, Urtica, Gramineae, Compositae subfam. Cichorioidae, Rumex acetosa-type, Cerealia) précise l'arrivée ou le développement de sociétés humaines (DAPPLES et al. 2002, ZOLLER et al. 1998). Le développement des espèces non-arboricoles associées à la présence anthropique s'effectue de manière variable dans le temps et dans l'espace. En effet, la dynamique de peuplement varie en fonction des domaines géographiques. Ainsi, au Mésolithique, si tous les étages altimétriques du canton de Fribourg sont fréquentés, le paysage reste divisé en territoires habituels et territoires occasionnels, ces derniers représentant le domaine de montagne qui n'est accessible et occupé qu'à la belle saison (MAUVILLY et al. 2002). Le peuplement proprement dit et l'installation de sociétés au sein du domaine préalpin et alpin n'est entreprise qu'à partir du Néolithique (BAUEROCHSEE & KATENHUSEN 1997, BURGA 1987) ou de l'Age du Bronze (DAPPLES et al. 2002, MULLE et al. 2000), avec la sédentarisation de populations jusqu'alors très mobiles. Cette dynamique

de peuplement s'accompagne d'une ouverture du paysage, associée au défrichage des forêts et à leur remplacement par des zones de cultures et de pâtures. Des variations de l'ampleur de la déforestation sont mises en évidence par les analyses palynologiques. Ainsi, le contenu palynologique des sédiments du Lac Noir permet de définir six phases d'impact humain plus marqué (Chap. 5). La figure 6.11 illustre la chronologie de ces six périodes, datées respectivement de 4300, 3650, 2700, 1500, 900 et 450 cal BP. Les périodes d'influence humaine accrue sont caractérisées par une diminution intense des pollens d'arbres, associée à l'augmentation de pollens d'espèces non-arboricoles, dont les espèces d'herbes (Fig. 5.4). Ces phases de déforestation accélérée s'intègrent dans une tendance globale d'ouverture du paysage, qui démarre clairement vers 3'650 cal BP dans la région du Lac Noir, peu après les premiers signes d'impact humain décelés vers 4300 cal BP (Fig. 6.11). La diminution continue des surfaces de forêt, dès 3650 cal BP, coïncide avec l'apparition de fréquentes instabilités de terrain dès 3600 cal BP. Les changements de la végétation, et plus particulièrement le déboisement, sont considérés comme des facteurs importants agissant sur l'activité des mouvements de terrain (Chap. 6.3). Les perturbations du couvert végétal sont en grande partie imputables à l'action de l'homme, liée à la dynamique
de peuplement, notamment au cours de l'Holocène moyen et supérieur. L'influence anthropique, associée à l'utilisation du sol, peut donc également être considérée comme un facteur important contrôlant de manière indirecte la stabilité des versants.

## 6.5 DISCUSSION GÉNÉRALE

Une série de facteurs agissant de manière défavorable sur l'activité des mouvements de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène ont été mis en évidence dans ce chapitre 6. Les paramètres pris en compte, à savoir les changements climatiques, les fluctuations de la végétation et l'influence anthropique, ont fait l'objet de descriptions détaillées et ont été traités de manière individuelle dans le cadre de comparaisons avec la chronologie d'instabilités de terrain constituée pour les Préalpes fribourgeoises. De multiples relations de cause à effet ont ainsi pu être établies entre la dynamique de ces différents paramètres et la probabilité d'occurrence de mouvements de terrain. Les périodes de fréquences élevées d'instabilités de versants ont notamment démontré une occurrence synchrone avec:

- la mise en place de conditions climatiques plus humides et plus froides (Chap. 6.2), associées notamment à des avancées glaciaires et des hauts niveaux lacustres.

- l'existence d'un paysage végétal ouvert, de type steppique, ou caractérisé par une déforestation marquée et continue (Chap. 6.3).

- le développement de sociétés humaines sédentaires associé à une utilisation du sol affectant le couvert végétal (Chap. 6.4).

Cependant, il faut tenir compte de la multiplicité des facteurs défavorables en présence et de leurs comparaisons possibles au cours du temps. La figure 6.12 sert de soutien aux comparaisons indispensables entre l'influence propre ou complémentaire des différents facteurs défavorables. Les chronologies des instabilités de terrain pour les Préalpes fribourgeoises (Fig. 6.12a) et pour la Suisse (Fig. 6.12b; cf. Chap. 4.2) sont illustrées en premier lieu. Puis interviennent les enregistrements des changements climatiques (Fig. 6.12c), de la fonte du permafrost (Fig. 6.12d), des fluctuations de la végétation (Fig. 6.12e) et de l'influence anthropique (Fig. 6.12f). Les données concernant le climat, la végétation et l'impact humain sont extrapolées à partir des synthèses proposées pour chaque facteur (Fig. 6.4, 6.9 et 6.11). L'influence de chaque facteur sur la sta-

bilité des versants est considérée de manière positive ou négative. Les impacts négatifs (-) déterminent des périodes où le facteur en question présente des conditions globalement défavorables pour la stabilité des versants. Il peut ainsi s'agir de périodes froides et humides (les limites de ces intervalles sont déterminées en fonction des flucutations des enregistrements paléoclimatiques de la figure 6.4: périodes froides et humides, avancées glaciaires, hauts niveaux lacustres, etc.), de fonte massive et rapide du permafrost lors du réchauffement faisant suite à des événements glaciaires importants (probable déstabilisation des versants préalpins compris entre 1000 et 2000 m d'altitude), ou encore de l'existence de végétation rase ou de diminution de la couverture forestière (Fig. 6.9). A l'inverse, les impacts positifs (+) caractérisent des périodes durant lesquelles les facteurs présentent des conditions favorables à la stabilité des versants. Au cours des périodes exposant un impact positif, la stabilité des versants peut être considérée comme renforcée, ou tout au moins non affectée par le facteur exposant cet impact positif.

Des tendances claires ressortent de la mise en parallèle des périodes d'impact positif ou négatif des différents facteurs. En premier lieu, les périodes d'instabilités de terrain fréquentes se corrèlent toutes avec des périodes d'impact négatif du climat, principalement caractérisées par l'existence de conditions climatiques plus humides et plus froides. Les périodes de mouvements de terrain accrus se corrèlent également bien avec les périodes de fonte du permafrost succédant aux récurrences glaciaires de Daun et du Dryas Récent. Une influence climatique est donc également mise en évidence ici. En revanche, une longue période de conditions climatiques défavorables existe entre 10'200 et 8000 cal BP (Fig. 6.12c), au cours de laquelle aucun signal d'activité de mouvements de terrain n'est enregistré au sein des Préalpes fribourgeoises, et seuls deux rares événements apparaissent au niveau suisse (Fig. 4.2). L'impact négatif des conditions climatiques durant cet intervalle de temps a donc du être affaibli, voire annulé par l'influence stabilisatrice d'autres paramètres. Il est possible que la végétation ait pu jouer ce rôle stabilisateur, entre 11'000 et 6000 cal BP, en présentant des conditions très favorables à la stabilité des versants (Fig. 6.12e). Cet impact positif est caractérisé par la colonisation rapide des espèces d'arbres sur l'ensemble des milieux paysagers. Cette colonisation, associée au développement de forêts, participe ainsi à la stabilisation des versants. Les premiers signes de déforestation, signalés vers 6000 cal BP, conjugués à la mise en place d'une
<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>Fig. 6.12 Chronology of increased landsliding periods in the Fribourg Prealps (a) and in Switzerland (b), compared with positive or negative impact on slope stability of conditioning factors such as climatic changes (c), permafrost melting (d), vegetation fluctuations (e) and human activity (f). Data c-e-f summarize records presented in figures 6.4, 6.9 and 6.11.</figcaption></figure>

détérioration du climat, laissent dès lors la place à une nouvelle période de fréquentes instabilités de terrain. Les deux périodes d'impact négatif de la végétation survenant au cours du Tardiglaciaire (Fig. 6.12e) ne se corrèlent absolument pas avec des phases d'occurrence élevée de mouvements de terrain. Ceci est principalement dû à l'existence de conditions climatiques sèches et froides liées aux récurrences glaciaires de

Daun et du Dryas Récent. Ainsi, des conditions défavorables de la végétation ne suffisent pas à favoriser l'occurrence d'instabilités de terrain. Les paramètres climatiques "humide" et "sec" semblent globalement contrôler la distribution chronologique des fréquences d'instabilités de terrain, sauf durant le Boréal et le début de l'Atlantique Ancien, où l'impact positif important de la végétation annule l'impact négatif des
conditions climatiques froides et humides. Les derniers 4000 ans sont caractérisés par une combinaison d'impacts négatifs sur la stabilité des versants, générés tant par des conditions climatiques défavorables (Fig. 6.12c) que par la diminution des surfaces boisées (Fig. 6.12e) liée à l'influence humaine (Fig. 6.12f). Le rôle important joué par les changements climatiques dans la distribution des périodes de fréquences élevées de mouvements de terrain est ici démontré, et notamment l'importance de l'alternance de conditions climati-

ques humides ou sèches. Cependant, la figure 6.12 et les résultats présentés dans ce chapitre 6 mettent également en évidence le rôle considérable que peut avoir joué la végétation au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. Finalement, l'activité anthropique, en influençant partiellement les fluctuations de la végétation durant l'Holocène moyen et supérieur, a également participé, de manière indirecte, au conditionnement défavorable de la stabilité des versants préalpins et alpins.

*****
<figure><img src="image_88.png" /></figure>
# 7 - BILAN CRITIQUE

La figure 6.12 illustre et résume l'ensemble des recherches effectuées dans le cadre de ce travail de thèse. Elle intègre en effet des enregistrements d'instabilités de terrain, mis en parallèle avec l'évolution dans le temps de processus externes considérés comme des facteurs défavorables. Cependant, la réalisation de ce tableau final nécessite l'intégration de multiples données, établies et récoltées en différentes étapes. Les conditions d'acquisition et de mise en commun de toutes ces données ont des conséquences majeures sur les résultats finaux obtenus, tels que ceux présentés dans la figure 6.12, mais surtout sur la fiabilité et la qualité de ces résultats. Nous présentons, dans ce chapitre, une série de discussions relatives à la qualité des données et des résultats obtenus dans les différents domaines étudiés, ceci sous un aspect critique.

## 7.1 ACQUISITION D'ÉCHANTILLONS POUR LA DATATION D'INSTABILITÉS DE TERRAIN

Les diverses méthodes pouvant être appliquées dans le cadre de datations d'instabilités de terrain nécessitent toutes la prospection de matériel adéquat (Chap. 2). Dans ce travail de recherche, l'application de méthodes telles que la dendrochronologie et la datation au radiocarbone s'est faite sur de multiples échantillons de bois provenant de sites affectés par des instabilités de terrain. L'acquisition de matériel organique tel que le bois dépend des facilités de prospection offertes par le site. La récolte de matériel peut s'effectuer sur des affleurements naturels, tels que des berges de rivière, des niches d'arrachement ou des fractures fraîchement ouvertes. Ces conditions natu-

relles d'affleurement sont associées à de faibles profondeurs d'enfouissement, et peuvent impliquer une importante durée d'exposition à l'air libre et aux eaux de ruissellement, qui peut générer des contaminations du matériel organique. La réalisation de travaux d'investigation ou d'assainissement sur un site favorise la récolte d'échantillons préservés au sein de masses ins tables, à des profondeurs variables. Ainsi, une large proportion des échantillons analysés dans ce travail provient de forages (sites: Hohberg, Falli Hölli, Jaun et Villarbeney), de tranchées drainantes de surface ou de sondages (sites: Hohberg - Planche 4-C, Schlossisboden et la Pürrena) ou de réaménagement de routes d'alpage (site: Schlossisboden). Quel que soit le type de prospection réalisée, la récolte de matériel propice à l'obtention d'une datation dépend impérativement d'un facteur chance. Si certains forages permettent d'obtenir de nombreux fragments de bois provenant de diverses profondeurs, d'autres restent beaucoup plus stériles. Les tranchées drainantes permettent en règle générale l'acquisition d'un certain nombre d'échantillons de bois, du fait de la couverture spatiale impor tante du réseau dendritique de tranchées sur un site. Bon nombre de travaux d'investigation et d'assainisse ment sont réalisés dans un laps de temps relativement court et impliquent d'être présent sur le site lors des travaux afin d'y récolter le maximum d'échantillons de bois, avant que les tranchées ne soient recouvertes ou que les matériaux exposés à l'air libre ne s'altèrent et ne subissent des contaminations. La fréquence d'ac quisition de matériaux de qualité pour la datation n'étant pas très élevée, il est donc important de saisir toutes les opportunités de récolter le plus possible d'échantillons sur un site. Il faut ainsi être attentif à la réalisation de travaux pouvant favoriser l'acquisi-
tion de matériel, ceci au travers de contacts entretenus avec les communes, les bureaux privés et les entreprises responsables des travaux.

Les contraintes liées aux conditions de prospection impliquent une acquisition plus fréquente de matériaux enfouis à faible profondeur. C'est le cas lors de travaux d'assainissement tels que des tranchées drainantes, qui permettent une exposition à l'air libre des premiers mètres de terrain (Planche 4-C), ou de travaux de réfection de routes d'alpage (Planche 2-B). La figure 7.1 illustre le rapport entre la profondeur de prélèvement des échantillons et l'âge déterminé par ces échantillons. Il s'agit des 69 bois datés dans le cadre de ce travail de thèse (Fig. 4.1), provenant des six sites étudiés dans les Préalpes fribourgeoises, à savoir: le Hohberg, Falli Hölli, Schlossisboden, la Pürrena, Jaun et Villarbeney. Il apparaît clairement qu'une nette majorité des échantillons provient de faibles profondeurs, et notamment de la tranche superficielle de 5 m d'épaisseur. Les âges de ces échantillons sont répartis dans l'intervalle de temps allant de 3600 à 0 cal BP, hormis un groupe de 8 échantillons distri-

bués entre 6300 et 4800 cal BP et deux échantillons compris entre 11'000 et 10'000 cal BP. Ces bois datés du début de l'Holocène et de l'Holocène moyen proviennent en majorité du site de Schlossisboden et ont été prélevés à faible profondeur lors de la réfection de la route menant à la ferme de la Gassera (Fig. 3.17). A l'exception de ces quelques bois aux âges anciens et prélevés en surface, la figure 7.1 exprime une certaine relation proportionnelle entre la profondeur d'enfouissement des bois et leur âge respectif. La ligne hypothétique tracée sur la figure 7.1 exprime un rapport moyen de 225 ans par mètre de profondeur. Ce rapport varie naturellement lorsqu'il est établi pour chaque site. Les bois les plus anciens ont été prélevés, par l'intermédiaire des forages, à des profondeurs importantes pouvant atteindre plus de 60 m. Comme mentionné ci-dessus, la fréquence d'acquisition de bois dans des forages étant très faible, la distribution des échantillons dans la figure 7.1 est hétérogène, démontrant une grande majorité de bois récents à moyenne-ment récents provenant des couches superficielles des sites étudiés. Ces contraintes de prospection doivent donc être prises en considération lors de l'interpréta-

<figure><img src="image_89.png" /></figure>

**Fig. 7.1** Relationship between «burial depth» and «age» of 69 wood datings arising from the six landslides studied in the Fri-bourg Prealps (see fig. 4.1). Crosses: dendrochronological datings; bars: radiocarbon datings with 2 sigma error range.
tion de l'ensemble des données de datations, afin de ne pas interpréter faussement cette hétérogénéité de la distribution temporelle des datations.

La qualité des échantillons prélevés sur un site est fort variable. Si la mise à jour de troncs importants et bien conservés intervient parfois lors de travaux d'assainissement, l'acquisition de tels matériaux de haute qualité n'est toutefois pas systématique (Planches 2-A et 2-B). Une grande partie des échantillons de bois analysés dans ce travail de thèse sont des troncs bien à moyennement bien conservés ou des branches (Planche 2-D) et des racines de tailles diverses. Dans les forages, les échantillons récoltés sont formés de quelques fragments de bois déchiquetés ou ayant perdu leur structure de base. Ces matériaux peuvent toutefois être soumis à une datation au radiocarbone, mais la quantité d'informations fournies par de tels échantillons reste relativement faible, comparé à des troncs bien conservés exposant des séquences de plusieurs dizaines ou centaines d'années.

## 7.2 DATATION DES ÉCHANTILLONS, CALIBRATION ET CORRECTION DES DONNÉES

Deux méthodes de datation ont été appliquées sur l'ensemble des échantillons de bois prélevés sur les sites des Préalpes fribourgeoises. Il s'agit de la dendrochronologie et de la datation au radiocarbone. L'utilisation de chacune de ces méthodes est dépendante de certaines conditions précises. La dendrochronologie ne peut être appliquée que sur des troncs bien conservés et exposant un nombre minimal de cernes, afin de pouvoir établir une courbe dendrochronologique représentative de l'échantillon. Si de telles conditions sont remplies, la dendrochronologie peut alors fournir de riches informations sur les conditions de vie d'un arbre, et surtout sur les causes de sa mort. Les datations obtenues par cette méthode sont de haute qualité, puisqu'elles permettent de déterminer un âge absolu pour la mort d'un arbre, voire même la saison d'abattage. A l'inverse, la datation au radiocarbone peut s'effectuer sur des échantillons de bois fragmentés ou de volume restreint, mais elle détermine des âges absolus comportant des marges d'erreurs variables qui peuvent s'avérer conséquentes selon l'âge de l'échantillon. De plus, les dates ¹⁴C doivent impérativement être calibrées en âges calendaires, si l'on désire comparer ces âges avec des datations dendrochronologiques absolues. La calibration peut être effectuée à différents

niveaux de précision ou de probabilité. Les dates ¹⁴C obtenues dans ce travail ont toutes été calibrées à l'aide du programme OxCal et de la courbe de calibration IntCal98 (STUIVER et al. 1998), avec une incertitude de 2 sigma, qui équivaut à une probabilité de 95.4%. Ce degré de probabilité est élevé et implique des marges d'erreurs parfois importantes sur des dates ¹⁴C anciennes qui expriment elles-mêmes déjà des marges d'erreur considérables. L'application d'une incertitude de 1 sigma, équivalent à une probabilité de 68.2%, permettrait de réduire les marges d'erreurs associées aux datations, mais nous estimons que ce niveau d'incertitude n'est pas assez représentatif pour les données traitées dans cette étude.

Hormis la datation et la calibration éventuelle des échantillons prélevés sur les sites d'instabilités de terrain, il est souvent nécessaire d'apporter des corrections aux âges obtenus. En effet, les datations sont le plus souvent réalisées sur des fragments de bois prélevés à l'intérieur d'un tronc ou d'une branche, comportant plusieurs cernes (Fig. 2.7). Cependant, l'information majeure apportée par les échantillons de bois prélevés dans des masses en glissement est donnée par la date de la mort des bois, qui détermine, dans la majorité des cas, l'existence d'un événement instable de type coulée de boue ou glissement de terrain. La correction des datations, notamment celles effectuées par radiocarbone, est donc primordiale dans l'analyse d'événements de mouvements de terrain, et doit être systématiquement effectuée, lorsque cela est possible. En conclusion, il est impératif de travailler avec des âges calibrés afin de pouvoir comparer des âges ¹⁴C et des séquences dendrochronologiques, de même qu'il est important de corriger les datations obtenues afin de déterminer au plus près l'âge de la mort des échantillons de bois prélevés.

## 7.3 INTERPRÉTATION DES DATATIONS EN TERME D'ÉVÉNEMENTS

Les multiples échantillons de bois prélevés, analysés et datés ont pour but de préciser l'activité des instabilités de terrain dans le passé. Ils servent donc à reconstituer l'histoire dynamique des versants. Il est donc important d'examiner chaque échantillon de manière individuelle afin d'en retirer le maximum d'informations utiles pour la détermination des types de processus gravitaires et de leur distribution sur un site. Il s'agit ainsi d'interpréter chaque échantillon, et par conséquent chaque datation, en terme d'événement
dynamique. Plusieurs paramètres interviennent dans la caractérisation des types d'événement. Premièrement, la description du cadre lithologique dans lequel sont préservés les bois s'avère primordiale. La nature et la structure des matériaux meubles fournissent en effet des indications quant au type de processus ayant engendré les dépôts contenant les bois étudiés, tels que des dépôts de coulées de boue (Planches 4-A et 4-B), de laves torrentielles ou de chutes de blocs. Ensuite, l'analyse des échantillons de bois peut également révéler de multiples renseignements sur les conditions de vie de l'arbre en question, et peut notamment aider à préciser des périodes de perturbation de la croissance de l'arbre, liées à des mouvements de terrain affectant l'environnement direct de l'arbre. Les travaux de recherche entrepris par OSWALD (2003) mettent en effet en évidence l'existence de nombreuses périodes de déstabilisation du glissement du Hohberg, distribuées tout au long du 20e siècle. L'analyse dendrochronologique permet ainsi de reconstituer les conditions de stabilité dans lesquelles l'arbre a vécu. Des séries d'années caractérisées par des perturbations continues témoignent de l'existence de mouvements continus agissant sur plusieurs années ou dizaines d'années, tels que des glissements de terrain réguliers.

En revanche, l'analyse du dernier cerne d'un arbre permet de déterminer les conditions dynamiques ayant engendré son abattage et son recouvrement. La mort brutale d'un arbre est notamment mise en évidence lorsque les derniers cernes ne présentent aucun signe de déstabilisation. L'arbre subit ainsi un abattage très rapide, lié à des événements importants tels que des coulées de boue. L'état de préservation des derniers cernes et de l'écorce des bois échantillonnés fournit par ailleurs de riches informations sur le laps de temps écoulé entre l'abattage de l'arbre et son enfouissement. Dans la plupart des échantillons analysés, cet intervalle de temps apparaît comme très court, indiquant que le recouvrement des bois est intervenu très tôt après l'abattage de l'arbre. Ce cas de figure est explicable notamment par l'initiation de coulées de boue, qui peuvent abattre, transporter et finalement recouvrir des arbres de tailles diverses (Planche 4-A). Cependant, le recouvrement rapide des arbres ainsi que leur bonne préservation, liée à la présence dominante de matériaux argilo-silteux, doivent être associés à des processus gravitaires rapides et contenant une importante teneur en eau, afin de pouvoir coucher, transporter et enrober des troncs atteignant parfois plusieurs mètres de long et exposant des diamètres considérables. Nous attribuons donc l'abattage et le recouvrement de la totalité des bois étudiés à l'action

de mouvements de terrain rapides et puissants, tels que des coulées boueuses, voire des laves torrentielles ou des glissements de terrain superficiels et rapides.

Si l'interprétation des datations en terme d'événements permet de reconstituer l'histoire dynamique d'un versant, il ne faut toutefois pas négliger la problématique importante du remaniement. En effet, chaque bois échantillonné fournit l'indication de l'existence d'un événement replacé dans le temps. Les sites étudiés démontrent tous, à l'exception du site de Jaun, l'existence d'une activité récurrente des mouvements de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, d'ampleur variable selon les périodes (Fig. 4.1). Chacun des événements, qu'il s'agisse de coulées de boue, de laves torrentielles ou de glissements de terrain, est associé au remaniement de terrains déposés antérieurement (Fig. 3.8). La succession de tous les événements d'instabilités de terrain sur un site engendre le transfert progressif de matériaux meubles d'âges variables vers le bas du versant. Ainsi, le lieu de prélèvement d'un bois détermine la position la plus basse sur le versant atteinte par le dépôt ayant initialement recouvert le bois, mais ne représente en général pas la position originelle du dépôt, qui peut se situer plusieurs dizaines ou centaines de mètres en amont. La conséquence des nombreux remaniements affectant un site est la distribution parfois anormale des âges d'échantillons au sein des masses instables (Fig. 3.9). On retrouve en effet des superpositions de dates inversées présentant des âges anciens localisés au-dessus d'âges plus jeunes. Ces inversions stratigraphiques témoignent clairement en faveur de l'existence de remaniements multiples au cours du temps.

## 7.4 CHRONOLOGIE DES INSTABILITÉS DE TERRAIN DANS LES PRÉALPES FRIBOURGEOISES AU COURS DU TARDIGLACIAIRE ET DE L'HOLO-CÈNE: CONSTRUCTION ET INTERPRÉ-TATION

La mise en commun des multiples datations provenant des Préalpes fribourgeoises met en évidence une distribution hétérogène des événements dynamiques au cours du temps. Les 69 datations obtenues sur les six sites d'études, présentées dans la figure 4.1, illustrent clairement cette disparité des fréquences d'instabilités de terrain. Le nombre important de datations acquises durant ce travail de recherche et lors de recherches antérieures permet d'établir une chronologie fiable et représentative de l'activité des mouvements
de terrain. En effet, les 69 échantillons constituent une base de données importante, qui permet de définir relativement précisément la distribution temporelle effective des instabilités de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène dans les Préalpes fribourgeoises. Cependant, il serait souhaitable que la série de 69 datations puisse être augmentée, avec l'acquisition d'échantillons provenant de profondeurs distribuées de manière homogène, et non pas préférentiellement de la surface. Ceci afin de pouvoir traiter et interpréter les séries de datations avec une résolution encore plus précise, et de pouvoir appliquer des méthodes d'analyses statistiques sur ces données. Cette chronologie d'instabilités de terrain peut toutefois être considérée comme unique en Suisse, dans la mesure où elle contient un nombre considérable de données et qu'elle couvre l'ensemble des derniers 14'000 ans. Les séries de datations publiées à ce jour et provenant de différents sites suisses, ne contiennent en général que peu de données et ne concernent que des intervalles temporels restreints (Pugin 1989, Schlüchter 1988, Schöneich 1998, Schöneich et al. 1997).

Le nombre élevé de datations obtenues permet également de déterminer des périodes au cours desquelles l'activité des instabilités de terrain peut être considérée comme élevée, moyenne, faible ou nulle. En effet, la distribution des datations au cours des derniers 14'000 ans met en évidence des périodes exposant de multiples signes d'instabilités, enregistrés sur des sites distincts, tandis que d'autres intervalles de temps ne présentent aucun, ou seulement de rares événements isolés. Quatre périodes de fréquences élevées d'instabilités de terrain sont disposées sur la figure 4.1 et déterminent les intervalles de temps suivants: 11'000-10'250, 6250-4800, 3600-2100 et 1700-300 cal BP. Etablies sur la base stricte de la distribution des 69 datations fribourgeoises, ces périodes s'avèrent correspondre parfaitement avec les fluctuations de facteurs tels que les changements climatiques ou les fluctuations de la végétation. Ainsi, chaque étape de la construction d'une telle chronologie de mouvements de terrain (prospection d'échantillons, datations et traitement des données individuelles), effectuée avec rigueur, contribue à la compréhension globale des variations de l'activité des instabilités de terrain et à la détermination des causes de ces variations.

L'acquisition de datations sur un site présentant des instabilités de terrain historiques dépend, et c'est notamment le cas dans ce travail, de la collecte de matériel organique pouvant livrer une datation absolue, tel que des échantillons de bois. Or, ces échan-

tillons de bois, préservés dans les masses instables, impliquent la présence d'une couverture boisée dense ou partielle à la surface de la masse instable. On peut dès lors se demander si les périodes caractérisées par une fréquence d'instabilités de terrain fortement réduite, voire nulle, ne traduisent en fait pas une absence de végétation arboricole sur le versant? Des instabilités de terrain pourraient ainsi tout de même se produire, sans qu'aucun enregistrement ne puisse être obtenu de ces événements, par l'intermédiaire de datations de bois. Cette question soulève un paradoxe fondamental au sein de ce travail de thèse. En effet, un lien important a pu être établi entre l'importance des surfaces forestières et la probabilité d'occurrence de mouvements de masses tels que coulées de boue, laves torrentielles et glissements de terrain (Chap. 6.3). Dans ce travail, nous enregistrons les variations de fréquence des instabilités de terrain à l'aide, précisément, de bois ensevelis par lesdites instabilités. En résumé, les périodes de haute fréquence de mouvements de terrain sont associées à la présence de nombreux échantillons de bois dans les masses instables, donc à l'existence d'une couverture boisée en surface. A l'inverse, les périodes d'activité réduite d'instabilités de terrain pourraient en fait simplement traduire une absence d'arbres en surface. Or, en cas d'absence ou de limitation des étendues boisées, les instabilités de terrain devraient augmenter, parallèlement à l'augmentation du taux d'érosion et du taux d'infiltration des eaux de surface. Heureusement, ce paradoxe est invalidé par l'analyse et l'observation des courbes évolutives de la végétation au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. En effet, entre 10'000 et 7000 cal BP, seuls de rares indices d'instabilités de terrain existent, provenant de sites suisses (Fig. 4.2), tandis que l'extension des surfaces forestières est à son apogée (Fig. 6.9). Les probabilités d'inclusion et de préservation de bois au sein de dépôts de processus gravitaires devraient donc être maximales. Mais ce n'est pas le cas. Ceci détruit donc la relation paradoxale "instabilités réduites = absence de bois préservés = absence de couverture boisée". De plus, la reconstitution des épaisseurs cumulées de dépôts gravitaires au cours de ces 3000 ans, sur le site du Hohberg, démontre une activité largement réduite des processus gravitaires, enregistrée par une faible épaisseur de tels dépôts (Chap. 3.2.4). Les datations obtenues, et les fréquences d'instabilités qu'elles déterminent, enregistrent donc bien l'activité propre des mouvements de terrain, et les périodes ne comportant que de rares datations ne peuvent en aucun cas être justifiées par une absence de couverture boisée en surface.
## 7.5 CHRONOLOGIE DES INSTABILITÉS DE TERRAIN À L'ÉCHELLE DE LA SUISSE ET DE L'EUROPE AU COURS DU TARDIGLACIAIRE ET DE L'HOLOCÈNE

La compilation des données d'instabilités de terrain provenant des Préalpes fribourgeoises avec des enregistrements similaires établis sur des sites suisses permet de transposer les comparaisons et interprétations d'un niveau local à un niveau régional. Ainsi la chronologie des événements d'instabilités de terrain constituée pour les Préalpes peut être confirmée et affinée par l'intégration de données supplémentaires. La figure 4.2 illustre cette mise en parallèle de chronologies locales (Préalpes fribourgeoises) et régionales (Suisse). Il en ressort une nette correspondance des quatre périodes de haute fréquence d'instabilités établies pour le canton de Fribourg, avec des événements synchrones survenus sur d'autres sites suisses. Les limites de ces quatre périodes sont légèrement adaptées en fonction des données suisses, et une nouvelle phase, précoce, peut même être proposée avec réserves entre 14'000 et 13'000 cal BP. La dimension locale associée aux datations fribourgeoises développe ainsi une ampleur régionale, validée par l'intégration des diverses données suisses. A quelques légères variations près, les données fribourgeoises, de par leur nombre considérable et leur large distribution temporelle, expriment une chronologie représentative de l'activité des instabilités de terrain à l'échelle de la Suisse, au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

Une certaine prudence doit toutefois être envisagée dans la compilation de données d'instabilités de terrain, telle que celle exposée dans la figure 4.2. En effet, l'analyse de la figure 4.2 démontre une nette correspondance d'occurrence d'événements de type coulées de boue, laves torrentielles et glissements de terrain, tandis que les phénomènes rocheux tels que les écroulements, éboulements et chutes de blocs ne s'intègrent pas de manière synchrone dans les cinq périodes de la figure 4.2. Il est donc nécessaire de différencier les types de processus lors de l'interprétation de datations de mouvements de terrain. Les divers processus gravitaires cités ci-dessus réagissent en effet différemment aux fluctuations environnementales et ne peuvent donc être considérés de la même manière dans des compilations globales de leur activité au cours du temps.

Cette différenciation des types de processus a d'ailleurs été effectuée lors de la comparaison des

données suisses avec des datations de sites européens. Nous avons en effet limité les comparaisons chronologiques à des processus de glissements de terrain (Fig. 4.5) et de coulées de débris (coulées de boue s.l., Fig. 4.6), dans la mesure ou la chronologie principale d'instabilités de terrain, établie pour les Préalpes fribourgeoises et la Suisse, est basée sur l'occurrence de tels processus. Les compilations établies ont permis de distinguer des occurrences synchrones d'instabilités de terrain entre certaines régions européennes au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. Ainsi, des corrélations existent sur un axe est-ouest intégrant l'Espagne du nord, les Pyrénées, les Alpes occidentales, suisses et italiennes, et les Carpathes. En revanche, de fortes disparités apparaissent sur un axe européen nord-sud, et notamment entre l'Europe centrale et l'Angleterre, qui développe une chronologie et une évolution pres de l'activité des mouvements de terrain.

La difficulté majeure associée à l'intégration de données issues de la littérature (suisse ou européenne) provient de la qualité variable de ces données. En effet, la présentation des datations néglige souvent de préciser la source et le traitement effectué sur les données. Par ailleurs, l'échelle temporelle est parfois imprécise, et le doute subsiste quant à l'utilisation d'une échelle calibrée ou $^{14}$C. Dans le cas où les datations sont présentées selon des âges $^{14}$C, il s'avère impératif de les convertir en âges calendaires, afin de pouvoir les comparer précisément avec les données fribourgeoises. Un certain nombre d'étapes doivent ainsi être effectuées avec rigueur, faute de quoi les résultats obtenus et les interprétations découlant de tels résultats peuvent s'avérer de qualité hautement discutable.

## 7.6 CARACTÉRISATION DES FACTEURS DÉFAVORABLES AFFECTANT LA STABILITÉ DES VERSANTS SUR LE MOYEN ET LE LONG TERME

Le chapitre 6 a mis en évidence l'existence de multiples facteurs ayant influencé de manière complémentaire ou individuelle l'activité des mouvements de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène. L'évolution de ces facteurs défavorables (ou passifs) dans le temps engendre des perturbations de l'activité des instabilités de terrain, traduites par des variations de la fréquence de ces instabilités. L'impact à moyen ou long terme de ces facteurs défavorables a pu être précisé à l'aide de divers enregistrements et bases de données mis en parallèle avec la chronologie des
<figure><img src="image_90.png" /></figure>

**Fig. 7.2** Direct and indirect influences of conditioning factors on the occurrence of slope instabilities. Black arrows: 1st order influences. Grey arrows: 2nd order and reciprocal influences. Dashed arrows: human influence, mainly during the last few millennia.

Événements d'instabilités postglaciaires (Fig. 6.12). La responsabilité majeure a pu être imputée aux variations climatiques ayant affecté les Alpes suisses, et notamment les Préalpes fribourgeoises, depuis le retrait glaciaire. Les oscillations climatiques, caractérisées principalement par l'enregistrement de variations de la température, de l'humidité ou des précipitations, génèrent des perturbations de la stabilité des versants. Une relation directe a ainsi pu être mise en évidence entre la mise en place de phases de détérioration du climat, illustrées gobalement par des conditions climatiques plus froides et humides, et l'occurrence de périodes de haute fréquence d'instabilités de terrain (Fig. 6.4). A noter toutefois l'existence de périodes d'instabilités lors des phases de réchauffement ayant suivi les récurrences glaciaires de Daun et du Dryas.

Récent, toutes deux présentes au Tardiglaciaire. Bien que caractérisées par un réchauffement, ces phases présentent cependant des conditions climatiques plus humides et plus froides que le climat moyen présent au cours de l'Holocène. Il est donc fort compréhensible que des instabilités des versants aient pu voir le jour lors de ces phases de réchauffement. A l'inverse, les périodes exposant des conditions climatiques nettement plus clémentes lors de l'Holocène, telles que des températures élevées et une diminution des précipitations, se corrèlent parfaitement avec des phases d'activité fortement réduite, voire nulle, des mouvements de terrain. L'impact des changements climatiques s'avère donc prépondérant sur l'activité des instabilités de terrain, de par son influence directe sur le bilan hydrique des versants alpins et préalpins.
Cependant, d'autres paramètres jouent également un rôle non négligeable dans le conditionnement de mouvements de terrain et leur fréquence à moyen et long terme. Les fluctuations de la végétation, agissant d'une part sur le bilan hydrique des versants, et d'autre part sur la stabilisation des couches superficielles du terrain, peuvent fortement affecter les conditions de stabilité des reliefs alpins et préalpins. Une phase d'impact positif de la végétation sur la stabilité des pentes a ainsi pu être mise en évidence entre 10'000 et 8000 cal BP, au cours de laquelle bien que des conditions climatiques plutôt défavorables existent, aucun signal d'activité majeure d'instabilités de terrain n'est enregistré (Fig. 6.12). Par ailleurs, l'existence d'une influence indirecte de l'homme sur les mouvements de terrain a pu être mise en évidence. Celle-ci intervient par l'intermédiaire de changements importants du couvert végétal liés à l'utilisation du sol, qui se développe dès 6000 cal BP déjà, s'intensifie à partir de 3600 cal BP et atteint son ampleur maximale au cours des derniers 2000 ans. Le déboisement des versants, lié à la dynamique de peuplement et au développement de zones de cultures et de pâtures, engendre une fragilisation des conditions de stabilité des versants. La diminution progressive mais continue, dès le Subboréal, des surfaces forestières est associée à une augmentation de la fréquence de mouvements de terrain.

La figure 7.2 illustre les relations directes et indirectes des divers facteurs défavorables agissant sur l'activité des instabilités de terrain, à moyen et long terme. Les influences directes proviennent de facteurs tels que le bilan hydrique des versants, l'état du couvert végétal, les conditions lithologiques et structurales, les caractéristiques des matériaux meubles superficiels et la gravité. En ce qui concerne le bilan hydrique et la

végétation, ces paramètres sont eux-mêmes influencés par des facteurs supérieurs, tels que les variations du climat ou l'impact anthropique, celui-ci n'intervenant toutefois de manière conséquente qu'au cours des derniers deux millénaires. Les changements climatiques sont à leur tour soumis à l'influence d'agents externes, tels que l'activité solaire, les flux de rayonnements cosmiques ou encore les paramètres orbitaux de la terre. Ainsi, de multiples facteurs agissent, à des échelles d'intervention variables, sur le conditionnement des instabilités de terrain à moyen et long terme.

En ce qui concerne les chronologies d'instabilités de terrain établies pour les Préalpes fribourgeoises et pour l'ensemble de la Suisse, diverses conclusions s'imposent. Les variations de fréquences d'instabilités décelées durant le Tardiglaciaire et le début de l'Holocène sont imputables prioritairement aux oscillations climatiques majeures étant survenues suite au retrait glaciaire. Dans une moindre mesure, les fluctuations du couvert végétal s'étant produites durant cette période ont également pu influencer les conditions de stabilité des versants, et démontrent notamment une action stabilisatrice entre 10'000 et 8000 cal BP. En revanche, au cours de l'Holocène moyen et supérieur, bien que les changements du climat puissent toujours être considérés comme des facteurs majeurs affectant la stabilité des pentes, l'impact des fluctuations continues de la végétation est primordial, généré par le développement des sociétés humaines et de l'utilisation du sol. Ces conclusions s'appliquent non seulement aux données récoltées et traitées dans ce travail, à savoir les Préalpes fribourgeoises et le territoire suisse, mais sont également exprimées pour justifier les variations d'occurrence d'instabilités de terrain enregistrées sur l'ensemble de l'Europe (CENDRERO & DRAMIS 1996).

*****
# 8 - CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

## 8.1 CONCLUSIONS

Ce travail de thèse a permis l'acquisition de multiples données relatives à l'activité des instabilités de terrain, tant au sein des Préalpes fribourgeoises, que sur l'ensemble de la Suisse. En effet, six sites des Préalpes fribourgeoises ont été étudiés de manière approfondie. Il s'agit des sites du Hohberg, de Falli Hölli, de Schlossisboden, de la Pürrena, localisés à proximité du Lac Noir, et des sites de Villarbeney et de Jaun. Sur chacun de ces sites, une quantité variable de données ont pu être récoltées, fournissant ainsi de riches informations sur l'histoire dynamique des versants. Les sites ayant livré les plus grandes séries de datations sont les sites du Hohberg (28 datations), de Falli Hölli (17 datations) et de Schlossisboden (13 datations). Ces multiples données ont ainsi permis de préciser l'évolution dynamique au cours du temps de chacun des versants, et de mettre en évidence des corrélations spatiales et temporelles entre les sites. Les enregistrements d'instabilités de terrain les plus anciens proviennent du site du Hohberg, qui démontre l'existence de mouvements de terrain dès 13'500 cal BP, soit durant le Tardiglaciaire. D'autres datations obtenues sur le site du Hohberg, de Schlossisboden et de Villarbeney suivent cette datation pionnière, et reflètent une activité marquée des instabilités de terrain à la transition entre le Tardiglaciaire et l'Holocène, et plus précisément au cours du Préboréal. Les datations obtenues dans les Préalpes fribourgeoises ont donc permis d'effectuer de nouvelles précisions quant à la mise en place des premières instabilités de terrain suite au retrait des glaciers préalpins. De plus, les données acquises sur chaque site ont permis de reconstruire l'histoire propre de chaque versant instable, et de mettre en évidence l'existence de multiples processus récurrents d'instabilités de terrain, tels que

des coulées de boue, des laves torrentielles et des glissements de terrain. La succession de ces événements d'instabilités au cours des derniers 14'000 ans a conduit au façonnement du paysage et de la morphologie actuelle des sites. L'acquisition de riches données associées à l'activité passée des mouvements de terrain permet donc également de mieux comprendre et interpréter la dynamique actuelle des versants préalpins et le paysage qu'elle détermine.

Parallèlement aux données nombreuses et riches associées aux Préalpes fribourgeoises, ce travail de thèse a également permis d'acquérir des données originales sur divers sites suisses associés à des instabilités de terrain. Ainsi des datations nouvelles ont pu être réalisées sur les sites suivants: vallée du Prättigau (Grisons), Gantrisch (Berne), Stanserhorn (Lucerne) et Mittel Leimbach (Zürich). Ces données viennent ainsi compléter l'inventaire de datations fribourgeoises, et permettent de préciser le contexte général de la dynamique des instabilités de terrain en Suisse au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène.

La mise en commun de toutes les datations réalisées sur les sites fribourgeois met en évidence l'existence d'une chronologie particulière de l'activité des instabilités de terrain durant le Tardiglaciaire et l'Holocène. En effet, la distribution temporelle des événements instables au cours du temps n'est pas homogène. Elle détermine de nettes concentrations d'activité durant certaines périodes, tandis que d'autres intervalles de temps sont caractérisés par des absences ou des fréquences très basses de mouvements de terrain. Quatre périodes d'activité élevée des instabilités de terrain ont pu être définies à l'aide des 69 datations fribourgeoises. Il s'agit des intervalles de temps suivants: 11'000-10'250, 6250-4800, 3600-2100 et 1700-300
cal BP. La chronologie des instabilités de terrain des Préalpes fribourgeoises constitue une base de donnée unique et de haute qualité, du fait du nombre impor- tant d'informations qu'elle contient et de la grande distribution temporelle qu'elle offre. En effet, les 69 datations déterminent une base de données fiable et représentative de la distribution temporelle effective des instabilités de terrain dans les Préalpes fribour- geoises au cours des derniers 14'000 ans. Cette base de données fribourgeoise a pu être complétée par l'in- tégration de données complémentaires provenant de sites suisses. Les quatre périodes de haute fréquence de mouvements de terrain, établies pour les Préalpes fribourgeoises, sont conservées dans la chronologie suisse, en réadaptant légèrement les limites des inter- valles. Nous pouvons dès lors définir les quatre inter- valles de temps suivants, caractérisés par de fréquentes instabilités de terrain pour l'ensemble de la Suisse: 11'600-10'200, 7000-4800, 3800-2100 et 1900-150 cal BP. De plus, l'acquisition des données suisses supplémentaires, conjuguée avec des données suisses existantes de la littérature, permet de proposer une phase précoce d'instabilités de terrain, comprise entre 14'000 et 13'000 cal BP.

Cette chronologie de l'activité des mouvements de terrain en Suisse au cours du Tardiglaciaire et de l'Ho- locène révèle des corrélations possibles avec l'enregis- trement de données similaires au niveau européen. En effet, une chronologie de mouvements de terrain tels que des coulées de débris et des glissements de terrain, établie sur la base de données historiques de multi- ples pays européens, met en évidence l'existence de périodes synchrones d'activité de tels processus avec les phases d'activité intense définies pour la Suisse. Des disparités interviennent toutefois au niveau euro- péen. Il est en effet possible de corréler l'occurrence de périodes d'activité élevée d'instabilités de terrain sur un axe européen ouest-est, tandis que la même corrélation n'est pas réalisable sur un axe nord-sud. En effet, des corrélations temporelles claires existent entre des données provenant d'Espagne du nord, des Pyrénées, des Alpes occidentales, suisses et italiennes, et des Carpathes. A l'inverse, de fortes divergences, ou diachronismes, apparaissent sur un axe nord-sud, et notamment entre l'Europe centrale et l'Angleterre, qui démontre une chronologie et une évolution propres de l'activité des mouvements de terrain au cours du Tar- diglaciaire et de l'Holocène.

Ce travail de thèse a donc permis d'élaborer de
nouvelles chronologies locales et régionales, de l'ac-
tivité des instabilités de terrain. Une seconde démar-

che a été de préciser les causes des variations de cette
activité au cours du temps. Nous avons ainsi cherché
à préciser la nature des facteurs agissant de manière
défavorable sur les versants préalpins et alpins. Pour
ce faire, nous avons tout d'abord voulu intégrer des
données paléoenvironnementales locales, pouvant être
comparées de manière fiable avec les enregistrements
d'instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeois-
es. L'exécution d'un forage dans le Lac Noir, situé
à proximité des principaux sites d'instabilités, a livré
de riches informations sur l'évolution du couvert végé-
tal et du contexte érosif des versants aux environs du
lac, ainsi que sur la dynamique de peuplement. Cette
démarche originale a ainsi permis de mettre en relation
des périodes synchrones de fréquence élevée d'insta-
bilités de terrain et de réduction des surfaces boisées.
L'impact important de la couverture végétale a donc
pu être démontré à l'aide des analyses effectuées sur le
forage lacustre. De plus, l'histoire du lac a pu être
précisée, puisqu'il a été possible d'attribuer un âge
d'environ 6100 cal BP à l'origine du lac. Le lac, tel
que nous le connaissons dans son état actuel, a donc
été créé bien après le retrait glaciaire de la vallée de
la Singine, par l'intervention d'événements instables
majeurs, probablement rattachés au site de Schlos-
sisboden, qui borde la rive nord du lac et démontre
une activité marquée d'instabilités de terrain peu avant
6'000 cal BP.

Hormis l'impact notoire des fluctuations de la végétation et des sociétés humaines sur la stabilité des versants, le principal contrôle de l'activité des instabilités dans les Préalpes fribourgeoises, mais également en Suisse et en Europe, est réalisé par le climat, ou plus précisément par les changements climatiques. En effet, la très bonne correspondance, tout au long du Tardiglaciaire et de l'Holocène, entre des périodes de fréquence élevée d'instabilités de terrain et des phases de détérioration du climat permet de considérer le climat comme facteur défavorable de premier ordre. Les détériorations climatiques sont caractérisées par des conditions plus humides et plus froides. Les données traitées dans ce travail, sur des fenêtres de moyen et long terme, permettent donc d'affirmer le rôle majeur joué par le climat dans les systèmes d'instabilités de terrain. Cette affirmation est parfois difficile à admettre sur de courtes périodes, mais lorsque la période de temps s'allonge, la relation *climat-instabilités* apparaît clairement, car l'effet des causes de base et les conditions propres de chaque site se trouvent filtrés et permettent l'observation d'une tendance principale (BRUNSDEN & IBSEN 1997).
## 8.2 PERSPECTIVES

Les datations présentées dans ce travail, peuvent encore être complétées par l'acquisition de datations supplémentaires. Ceci permettrait d'affiner la résolution de la chronologie établie pour les instabilités de terrain. La même démarche peut également être réalisée à l'échelle de la Suisse, afin d'accroître la série de datations existante. Des corrélations spatiales pourraient ainsi découler d'une base de données enrichie, et favoriser l'établissement de chronologies d'instabilités de terrain locales à régionales. Les séries de datations existantes constituent déjà des enregistrements de qualité, mais engendrent souvent des interprétations spatialement isolées. Une augmentation des séries de données pourrait ainsi élargir la couverture géographique et la représentativité spatiale des interprétations.

Parallèlement à l'acquisition de nouvelles datations associées au Tardiglaciaire et à l'Holocène, il serait également judicieux d'accroître les connaissances sur l'activité récente des instabilités de terrain dans les Préalpes fribourgeoises mais aussi sur l'ensemble du territoire suisse. Cela concerne l'enregistrement d'événements instables s'étant produits au cours du 20e siècle. Cette démarche a déjà été entreprise sur divers sites des Préalpes fribourgeoises, dans le cadre du travail de recherche de Daniel OSWALD (2003), mais vaudrait fortement la peine d'être appliquée à l'ensemble de la Suisse. En effet, la connaissance de l'activité des processus d'instabilités de terrain, et surtout de l'évolution de cette activité au cours des derniers millénaires, siècles et décennies, est une condition prérequise en vue d'établir des hypothèses quant à l'évolution future de cette activité.

Les pronostics quant à l'activité des instabilités de terrain au cours du 21e siècle se basent non seulement sur la connaissance des processus d'instabilités, mais également sur l'évolution des facteurs influençant la probabilité d'occurrence de ces processus. Il est ainsi impératif de prendre en compte des paramètres tels que les changements climatiques ou les fluctuations de la végétation dans toute prévision à moyen et long terme. Selon CARCAILLET & BRUN (2000), les conditions climatiques prévues pour le 21e siècle pourraient être fortement analogues à celles ayant caractérisé l'Holocène inférieur et moyen (environ 9000 à 5700 cal BP). La première moitié de cette période n'expose que de rares événements d'instabilités en Suisse, tandis que la seconde moitié enregistre seulement une dizaine d'événements (Fig. 4.2). Les conditions environnementales ayant régné durant cette période ne témoient

donc pas d'un effet drastiquement défavorable envers la stabilité des versants (Fig. 6.12), ce qui pourrait s'avérer rassurant pour l'évolution des versants préalpins et alpins au cours des prochaines décennies. Toutefois, cette comparaison du climat du 21e siècle avec celui d'une période de l'Holocène est hypothétique. Il convient également d'observer l'évolution récente, durant le 20e siècle, des oscillations du climat. En effet, de nombreuses et riches données permettent de décrire avec précision l'évolution du climat au cours des dernières décennies, et d'établir des prévisions climatiques pour le futur proche à partir de ces informations récentes. C'est une des démarches entreprise par le Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (IPCC – Intergovernmental Panel on Climate Change), créé en 1988 par l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM) et le Programme des Nations Unies pour l'Environnement (PNUE). De nombreuses données ont été récoltées et synthétisées, et permettent de préciser les tendances évolutives des systèmes atmosphériques, climatiques et biophysiques du globe. Ainsi, les observations suivantes ont pu être établies pour le 20e siècle (IPCC 2001):

- Une augmentation de 0.6 ± 0.2 °C de la température moyenne globale, avec un réchauffement plus marqué sur les continents, et notamment dans l'hémisphère nord. Cette ampleur et la rapidité de ce réchauffement n'ont jamais été enregistrées au cours des derniers 1000 ans. Pour la Suisse: Suisse occidentale: +1.6 °C, Suisse alémanique: +1.3 °C, Sud des Alpes: + 1.0 °C (OCC 2002).

- Une augmentation des précipitations de 0.5 à 1% par décennie sur les zones continentales de l'hémisphère nord (moyennes et hautes latitudes).

- Une diminution et une dégradation des zones de permafrost dans les régions polaires, subpolaires et de montagne.

- Une augmentation du niveau marin de 1 à 2 mm/an, en grande partie due à la dilatation thermique de la surface des océans.

Des scénarios, intégrant une partie ou l'ensemble de ces données environnementales, mettent en évidence des prévisions globales ou régionales de l'évolution de ces paramètres climatiques. Les scénarios proposés par l'IPCC (2001 et OCC 2002) pour le 21e siècle postulent les hypothèses suivantes:

- La température globale moyenne augmentera de 1.4 à 5.8 °C entre 1990 et 2100. Ce réchauffement est 2 à 10 fois plus élevé que celui enregistré au cours du 20e siècle. La température augmentera davantage sur
les continents que sur les océans. Au niveau de l'Europe, la fréquence et l'intensité des vagues de chaleur estivales augmenteront, et le nombre de jours de gel diminuera.

- Les précipitations augmenteront probablement sous les latitudes moyennes et hautes de l'hémisphère nord. La pluviosité variera davantage d'une année à l'autre. Pour le domaine alpin, les modèles indiquent une tendance à la diminution des précipitations en été et à l'augmentation des précipitations en hiver. Le risque d'inondations augmentera.

- La limite de la neige dans les Alpes devrait s'élever d'environ 200 m d'ici 2050. Ceci devrait entraîner le dégel accéléré de vastes pentes à permafrost, engendrant du même coup un accroissement du risque de coulées de boue en haute montagne.

- L'élévation du niveau moyen global des mers se situera entre 9 et 88 cm, ceci entre les années 1990 et 2100.

Bien que les prévisions décrites ci-dessus et l'ensemble des scénarios proposés par l'IPCC (2001) comportent des incertitudes inhérentes à toute prévision de conditions climatiques futures, quelques faits essentiels ressortent néanmoins.

Les principales menaces pour la stabilité des versants alpins et préalpins proviennent de la probable augmentation des précipitations et de la température, notamment dans les latitudes moyennes et hautes de l'hémisphère nord. Un accroissement des précipitations engendrera automatiquement une augmentation de la probabilité d'occurrence et de l'activité des instabilités de terrain. Des variations saisonnières de la fréquence des instabilités pourront exister, en fonction de la distribution des précipitations au cours de l'année, de la part de précipitations sous forme de neige en hiver, et donc des conditions de fonte de la neige au printemps. Le réchauffement du climat n'aura pas d'influence directe sur l'activité des instabilités de terrain dans les domaines de basse et moyenne altitudes, mais pourra générer de fortes perturbations de l'équilibre des versants de haute montagne, soumis actuellement à la présence du permafrost. Pour les terrains de moyenne et basse altitude, tels que les régions préalpines étudiées dans ce travail, l'augmentation de la température pourra toutefois avoir un impact indirect sur les conditions de stabilité, en contrôlant le taux de précipitations annuelles sous forme de pluie ou de neige.

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RAPPORTS

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LRD97/R3995-3: Rapport d'expertise dendrochronologique.
Objet: bois fossiles provenant du site de Falli Hölli,
CH-Plasselb (FR), 1ère, 2ème et 3ème séries. C. ORCEL,
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drochronologie, Moudon. 1 avril 1997.

LRD00/R5045: Rapport d'expertise dendrochronologique.
Objet: troncs fossiles, glissement du Hohberg, CH-Plaf-
feien (FR). C. ORCEL, J.-P. HURNI, J. TERCIER, Labora-
toire Romand de Dendrochronologie, Moudon. 17 mars
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LRD02/R5283: Rapport d'expertise dendrochronologique.
Objet: troncs fossiles, Schlossisboden, CH-Plaffeien
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EPFL-Vill-81: Glissement de Villarbeney, Travaux géodésiques. Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne, Institut de Géodésie et Mensuration, avril 1981.

Géolina-90-104: Schwarzsee-Rohr, Artesicher Grundwasser-träger, Hydrogeologischer Bericht. Geologischer/geotechnischer Bericht. Géolina S.A., Géologues ingénieurs associés. 20 février 1991.

Géolina-95-124: Kur- und Parkhotel Schwarzsee, Plaffeien.
Geologischer/geotechnischer Bericht. Géolina S.A.,
Géologues ingénieurs associés. 21 mars 1996.

Géolina-99-147: Quartier Pürrena, Schwarzsee, Parcelle 1881,
Plaffeien. Rapport géologique/géotechnique. Géolina
SA, Géologues ingénieurs associés. 1er janvier 1999.

Géolina-00-115: Forage destructif pour sonde géothermique, Burstera-Schwarzsee-Plaffeien. Rapport géologique. Géolina SA, Géologues ingénieurs associés. Août 2000.

GEOTEST-F9817: Schwarzsee, Villa Bapst, forage destructif Sw1, relevé géologique. GEOTEST. Avril 1998.

GEOTEST-F9864: Schwarzsee, Rutschgebiet Hohberg-Rohr, Baggerschlitze im Rutschgebiet. GEOTEST. Dezember 1998.

GEOTEST-F9864.4: Schwarzsee, Rutschgebiet Hohberg-Rohr, Bohrungen und Baggerschlitze 1999. GEOTEST. 8. November 1999.

GEOTEST-98217.1: Gantrisch, Durchlass Nr. 3073, KernbOHrung B 98-01. GEOTEST. 1. Dezember 1998.

UNIFR-Hoh-97: Rutschgebiet Hohberg-Rohr, geologische Untersuchungen und Gefahrenanalyse. Gemeinde Plaffeien. Geologisches Institut, Universität Freiburg. 11 September 1997.

UNIFR-Vill-79A: Glissement de Villarbeney, rapport sur l'état d'avancement des travaux. Université de Fribourg, Institut de Géologie. Juillet 1979.

UNIFR-Vill-79B: Glissement de Villarbeney, relevé des sondages F1, F2, F3, F4 et F5. Université de Fribourg, Institut de Géologie. Juillet 1979.

vonMoos-6832-00: Wohnüberbauung Klebestrasse, Zürich-Leimbach. Sondierbohrungen. Dr. von Moos AG, Geotechnisches Büro, Zürich. 20. November 2000.
# PLANCHES
PLANCHE 1

A - Upper part of the Hohberg landslide, below the Hohmattli crest (1794 m. a.s.l.). The most active channel of the landslide body appears in the middle of the picture, associated with the presence of deciduous trees.

B - Execution of drilling n° F5 on the Hohberg landslide (Réf. GEOTEST-F9864.4). Drilling depth: 50.30 m. Bedrock was not reached.

C - Middle and upper part of the Falli Hölli landslide, below the Schwyberg crest (1610 m. a.s.l.). Former houses of the village were located among the scattered trees on the bottom-left side of the picture. The position of the resistant Thanetian threshold is illustrated by the grey ellipse.

D - Main scarp of the Pürrena landslide, together with the front part of the landslide, exposing large meadow areas. Right side of the picture, behind the large building: meadows covering the front part of the Schlossisboden landslide. Front: water of Lac Noir.

E - Location map of four study sites, situated in the close surroundings of Lac Noir: Hohberg, Falli Hölli, Schlossisboden and Pürrena.
A

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PLANCHE 2

A - Large trunk of *Picea abies* excavated on the upper part of the Hohberg landslide, during piezometer implementation works. Wood sample n° Ho32-0.5, submitted to a dendrochronological analysis, exposing a sequence of 292 tree-rings. Age of tree death: 2830 cal BP.

B - Excavation works of a *Picea abies* trunk, on the Schlossisboden landslide. Wood sample n° SCH16, submitted to a dendrochronological analysis, exposing a sequence of 238 tree-rings. Age of tree death: 4908 cal BP.

C - Wood sample n° Ho43-1.5 (*Abies alba*), exposing a sequence of 54 well-preserved tree-rings. Tree diameter: 35 cm. Tree death established through radiocarbon dating: 1063 ± 85 cal BP.

D - Wood sample n° SCH3, exposing a limb comprising a sequence of about 75 tree-rings. Mean tree diameter: 8 cm; length of limb: 45 cm. Tree death established through radiocarbon dating: 1063 ± 85 cal BP.
A

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PLANCHE 3

A - View of the western part of the Lac Noir catchment, exposing the main scarp and the front of the Pürrena landslide, as well as the whole surface of the Schlossisboden landslide, on the right side of the Pürrena landslide.

B - Close view of Lac Noir, illustrating the location of the drilling spot (black dot).

C - Extraction of drilling cores from Lac Noir sediments, at 9m20 m water depth, using a modified Livingstone piston corer with a diameter of 5 cm and segment lengths of 100 cm, operated from a raft. Location of drilling spot on plate 3-B.

D - Extraction of core sediments, on the lake shore.
A

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PLANCHE 4

A - Debris flow deposit, exposing a saturated silty-clayey matrix containing stones and blocks, as well as wood pieces such as trunks, limbs and needles. The event took place on August 6th 2000 at the Hohberg-Tromoserli locality, 800 m north of Hohberg landslide front.

B - Mudflow that affected meadow areas along about 200 m. The event took place in fall 2000 near the village of Saas (Landquart valley, Prättigau, Grisons).

C - Trench drains realised on the upper part of the Hohberg landslide. Water is exported out of the landslide area, through a collecting dendritic net.
A

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CURRICULUM VITAE

Originaire de Lausanne, dans le canton de Vaud, je suis née à Kibuye (Rwanda) le 10 avril 1973 de Roland Dapples et Isabelle, née Cart. Après avoir suivi les écoles primaires dans l'arrondissement d'Oron-la-Ville, puis les écoles secondaires au collège de Moudon, j'entre au Gymnase du Bugnon, à Lausanne, où j'obtiens, en 1992, la maturité de type C (Scientifique).

En octobre 1993, je m'inscris à la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg où j'obtiens le diplôme de Géologie en mai 1998, avec un mémoire intitulé “Étude géologique des Hauts de Torgon (Valais)”.

Dans la même année, j'entreprends ce travail de thèse en géologie appliquée, à l'Institut de Géologie et Paléontologie de l'Université de Fribourg, sous la direction du Prof. Christian Caron. Employée comme assistante-doctorante, je participe à l'encadrement des étudiants du 1er cycle lors de travaux pratiques de cartes et coupes géologiques, ainsi que lors d'excursions géologiques et de camps de cartographie.

Fribourg, le 31 août 2002
**GeoFocus** volume 1:

HILLGÄRTNER, Heiko (1999) The evolution of the French Jura platform during the Late Berriasian to Early Valanginian: controlling factors and timing (203 pp.).

**GeoFocus** volume 2:

DUPRAZ, Christophe (1999) Paléontologie, paléoécologie et évolution des faciès récifaux de l'Oxfordien Moyen-Supérieur (Jura suisse et français) (247 pp.).

**GeoFocus** volume 3:

BASSANT, Philip (1999) The high-resolution stratigraphic architecture and evolution of the Burdigalian carbonate-siliciclastic sedimentary systems of the Mut Basin, Turkey (278 pp.).

**GeoFocus** volume 4:

COLOMBIÉ, Claude (2002) Sédimentologie, stratigraphie séquentielle et cyclostratigraphie du Kimméridgien du Jura suisse et du Bassin vocontien (France): relations plate-forme - bassin et facteurs détérminants (198 pp.).

**GeoFocus** volume 5:

PICOT, Laurent (2002) Le Paléogène des synclinaux du Jura et de la bordure sud-rhénane: paléontologie (Ostracodes), paléoécologie, biostratigraphie et paléogéographie (240 pp.).

**GeoFocus** is the publication series of the Department of Geosciences, Geology and Palaeontology, University of Fribourg, Switzerland, and can be ordered at:

Department of Geosciences - Geology and Palaeontology
University of Fribourg
1700 Fribourg, Switzerland
or by e-mail through francoise.mauroux@unifr.ch.