<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>Fig. 4.13 Hydrochemical characterization of Hohberg main outlets in two Piper diagrams, at low and high water regimes.</figcaption></figure>

court pour S64, qui est peu minéralisé, et plus long
pour B99.02 et C6, qui montrent des conductivités
supérieures à 400 µS/cm.

4.4.4. Synthèse sur le fonctionnement
hydrogéologique

La répartition des points d'eau ainsi que les sondages géophysiques au RMT ont permis de différencier les secteurs du bassin versant en fonction de leur potentiel d'infiltration. Il apparaît clairement que la masse en glissement, dominée par une matrice argilo-silteuse, est très peu perméable et privilégie les écoulements de surface. La mise en charge au travers de ce matériel est globalement faible et les infiltrations, si elles existent, sont localisées à proximité des blocs et des racines. Par contre, tous les autres secteurs du bassin versant, situés en marge du glissement, sont caractérisés par des terrains plus perméables, propices à l'infiltration et au développement d'écoulements souterrains. Les mesures physiques et les analyses chimiques ont apporté des informations concernant le cheminement de ces écoulements, ce qui a permis de définir le rôle des différents secteurs sur l'alimentation du glissement en eaux souterraines (Fig. 4.2 et Ann. 4).

Secteur Guglera – Hohmattli

La variabilité des paramètres physico-chimiques
et surtout des débits entre basses et hautes eaux con-
fère aux sources du secteur Guglera (S25, S27, S29,

S31 et S32; Ann. 4) un caractère superficiel très
réceptif aux conditions hydrologiques. Même si des
écoulements au niveau du substrat ne sont pas exclus,
ces sources sont essentiellement issues d'écoulements
hypodermiques développés au sein des éboulis des
pentes du Hohmattli. Elles traduisent vraisemblable-
ment un effet de débordement au contact avec le
matériel de glissement. En revanche, les eaux non
exfiltrées contribueront à alimenter le couloir sud du
glissement.

Secteur du Col

Les sources du secteur du Col sont concentrées
dans la partie sud (S34, S40 et S41) et centrale
(S46; Ann. 4) et présentent des propriétés typiques
d'écoulements hypodermiques. Elles se différencient
de celles du secteur Guglera par des débits en hautes
eaux plus faibles et une variation débimétrique moins
significative. Cette différence peut s'expliquer par une
aire de recharge plus restreinte et des écoulements
plus lents dans un milieu peu perméable. Ce compor-
tement traduit une influence plus modérée des con-
ditions hydrologiques. La plupart des exutoires sont
situés, probablement par effet de trop plein, en bor-
dure du matériel de glissement, ce qui suggère qu'une
partie des écoulements pénètrent dans la masse en
glissement et alimentent ainsi le couloir central.

Secteur Aettenberg – Udrischa - Metzgera

Tout ce secteur est situé en zone de Flysch du
Gurnigel, le plus souvent de manière subaffleurante
ou alors recouvert d'une fine couverture quaternaire. L'infiltration est très marquée dans tout le secteur mais les écoulements semblent s'activer de préférence dans les grès fracturés du "Thanétien". Cette tendance est matérialisée par une série d'exutoires dans la région de Metzgera qui marque le contact entre le "Thanétien" et le matériel de glissement moins perméable. Le pouvoir drainant de ces grès est mis en évidence par des sorties d'eau très importantes dans le secteur Udrischa. Les captages C7, C8 et C9 (C7-9; Ann. 4) en sont les meilleurs représentants avec un débit cumulé de près de 400 l/mn en régime de basses eaux. En plus d'un gros débit, ces captages montrent une relative stabilité au niveau de la conductivité et de la température qui traduit un temps de transit plus important que celui des secteurs précédents. Les exutoires C16 et C21 de la région de Metzgera révèlent un comportement assez similaire à C7-9 mais se distinguent par des débits nettement moins élevés et une variation entre basses et hautes eaux très marquée. Ce comportement laisse supposer que ces exutoires ne représentent, par effet de trop plein, qu'une partie des eaux drainées et que l'essentiel poursuit son cheminement en profondeur. Les analyses hydrochimiques n'ont malheureusement pas permis de confirmer cette hypothèse car un lien direct entre les eaux du "Thanétien" et celles de l'aquifère artésien du B99.02 n'a pu être établi. Dans tous les cas, on peut penser que l'influence des conditions hydrologiques sur ce système d'écoulement souterrain n'est pas aussi important que sur ceux des secteurs précédents. Par contre, ces écoulements ont la capacité d'alimenter le bas du glissement de manière permanente.

## Secteur Lengmoos

Les exutoires du secteur Lengmoos présentent tous un caractère superficiel directement influencé par les conditions hydrologiques, à l'exception de C57 et surtout S18 qui sont plus tamponnés (Ann. 4). Ces derniers caractérisent soit un aquifère plus profond, soit des circulations plus lentes en milieu moins perméable. Dans tous les cas, aucun indice ne démontre une réelle contribution souterraine en provenance des Préalpes Médianes ou de l'écaille du Gurnigel, et surtout pas l'agencement structural qui est orienté perpendiculairement à la direction de la pente (Ann. 5). De ce fait et étant donné la distance qui le sépare du glissement, ce système d'écoulements ne devrait donc pas jouer un rôle majeur dans l'alimentation du glissement. Par contre, tout le replat du secteur Lengmoos, situé en dessous de la zone sourcière, est directement concerné. En effet, comme l'ont démon-

tré les résultats des sondages RMT (Chap. 4.4.2), cette zone est propice aux infiltrations et au développement d'écoulements hypodermiques et comme la pente est orientée en direction du glissement, les écoulements vont naturellement converger vers celui-ci.

## Secteur Hürli

Ce secteur est sans aucun doute le moins impliqué dans l'alimentation du glissement en eaux souterraines. En effet, les exutoires sont issus d'écoulements hypodermiques qui, de par leur éloignement, ne concernent pas le glissement du Hohberg. De plus, même si le terrain est perméable, les eaux infiltrées ne semblent pas s'écouler en direction du glissement. Ceci est démontré par l'absence d'exutoire en bordure du matériel de glissement et par le fait que, ni la nature du substrat (zone de Mélange) ni l'agencement structural ne sont favorables à des circulations plus profondes, qui transiteraient en dessous de la masse en glissement.

## Aquifère artésien

La présence d'un aquifère artésien a été reconnue dans plusieurs forages et notamment dans le B99.02 et le F3, au front du glissement (Chap. 4.3.1; Fig. 4.6, 4.7 et 4.8). Bien que cette nappe soit située largement en dessous du glissement, la force verticale exercée par la pression artésienne peut avoir un effet sur la stabilité du versant. On a donc jugé utile d'entrepandre une recherche sur l'origine des eaux de cette nappe et le meilleur moyen était de comparer, à l'aide des analyses hydrochimiques, les eaux du forage B99.02 avec les eaux susceptibles de participer à la recharge; c'est-à-dire la plupart des exutoires du versant mais aussi les eaux influencées par les écoulements souterrains de vallée (forage G1; Ann. 4). Les résultats ont démontré que l'eau du B99.02 présentait de réelles affinités avec tous les exutoires du versant non influencés par le gypse mais en revanche, aucun lien avec les eaux sulfatées de la vallée (G1). De ce fait, et au vu des observations faites précédemment, on peut légitimement supposer que la principale source d'alimentation de cette nappe provienne de la partie nord du versant, plus particulièrement des grès du "Thanétien". Une contribution par des infiltrations directes, dans les secteurs Gerendacherli et Ludena, n'est toutefois pas exclue. Le caractère plus évolué des eaux de l'artésien, démontré notamment par une teneur élevée en sodium, s'expliquerait alors par une recharge lente au travers des dépôts gravitaires très peu perméables.
## 4.5. MESURES DE DÉPLACEMENT

### 4.5.1. Mesures GPS

Suite à une accélération très nette du glissement en 1994 (RAETZO-BRÜLHART, 1997), un réseau de points GPS a été installé au printemps 1995 pour un suivi des mouvements. Ce réseau, initialement concentré dans la partie supérieure et intermédiaire du glissement, a été élargi en septembre 1996 par l'implantation de nouveaux points sur le front du glissement. Le réseau complet compte dès lors plus de 60 points répartis sur l'ensemble du versant. Toutefois, seuls les points mesurés régulièrement, à savoir ceux qui représentent au mieux l'évolution des déplacements, ont été retenus dans ce travail. Ils constituent le réseau principal et sont localisés sur le fond topographique de l'annexe 8.

Entre 1995 et 2001, 19 campagnes de mesures ont été effectuées: les 12 premières (1995-1998) par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg et le bureau des autoroutes du canton de Fribourg (BAR) et les 7 suivantes (1998-2001) par Geotest SA en collaboration avec l'Institut de Géologie et le BAR. Toutes les mesures ont été réalisées avec des systèmes performants en mode différentiel "temps différé" (Chap. 3.2.2) et pour chaque campagne, le même point de référence (103) a été utilisé. Quant au post-traitement, un changement de méthode de calibration a eu lieu entre 1996 et 1997, caractérisé par le passage du traitement "multi" au traitement "solo" (Chap. 3.2.3; Ann. 9). La transition a toutefois été assurée par un double traitement des données. En revanche, une calibration "multi" a été effectuée par erreur sur les mesures du 24 octobre 2000 ce qui les a rendues incompatibles avec les autres données traitées en "solo"; cette campagne a donc logiquement été mise à l'écart.

La précision des mesures a été déterminée par le calcul d'erreur du 2 drms sur 5 points de contrôle situés en marge du glissement (101, 102, 104, 254 et 345; Chap. 3.2.4). Les résultats, basés sur les campagnes "solo", ont révélé une précision de 1.7 cm (Ann. 1). Cette valeur a également été retenue pour les mesures "multi" qui n'étaient pas assez nombreuses pour ce calcul. Comme cette imprécision de mesure est bidimensionnelle, elle affecte non seulement la valeur des déplacements mais également sa direction. Pour cela, une correction, qui consiste à projeter les valeurs de déplacement sur l'axe de

direction moyenne, a été effectuée (Chap. 3.2.5). Les résultats se révèlent alors plus exacts mais pas pour autant plus précis et il faut compter, pour une valeur de déplacement, une marge d'erreur de 2 fois 2 drms, soit de $\pm 3.4$ cm.

#### Evolution "annuelle" des déplacements

Cinq cartes synthétiques ont été établies pour exprimer l'évolution générale de l'activité du glissement, de 1995 à 2001 (Fig. 4.14). Chaque carte représente une période d'environ une année, à l'exception de la dernière qui, par manque de données, correspond à un intervalle de plus d'un an et demi. Pour chaque point, les déplacements mesurés ont été traduits en vitesses puis intégrés dans une des cinq classes de vitesses proposées. Les valeurs des déplacements et des vitesses sont livrées dans le tableau de l'annexe 10.

La distribution spatiale des vitesses et leur évolution définit clairement l'activité générale des différents secteurs du glissement (Fig. 4.2, 4.5 et 4.14):

- *Glissement rotationnel:* D'après les observations de terrain, la partie supérieure du couloir sud est affectée par un phénomène de glissement rotationnel. L'activité de ce secteur est représentée ici par les points 32 et 33, situés en contrebas de la route qui mène à Unter Guglera Hohberg. Les vitesses enregistrées sur ces deux points sont globalement très faibles. Elles sont insignifiantes entre 1995 et 1998 et atteignent leur maximum en 1998-1999 avec seulement 3.7 cm/an pour le 32 et 7.5 cm/an pour le 33. Au cours de la dernière période (1999-2001), seul le point 33 montre un déplacement significatif avec 4.5 cm/an.

- "Schuttstrom": La partie inférieure du couloir sud montre une activité très élevée, de l'ordre du mètre par année, typique de processus de "Schuttstrom". Les vitesses sont représentées par le point 9 qui, indiscutablement, est le plus rapide de l'ensemble du réseau. Sur le terrain, l'ampleur des mouvements est illustrée, entre autre, par un déplacement spectaculaire de la route menant à Lengmoos (env. 20 m depuis 1994). Les hautes valeurs enregistrées aux points 16 et 17 indiquent que le "Schuttstrom" s'étend, dans la zone de transit, en rive gauche du Hohbergbach. L'évolution des vitesses de ces trois points met en évidence deux périodes très actives: 1996-1997 avec une vitesse qui atteint 9.5 m/an et 1998-1999 avec une vitesse maximale d'environ 6 m/an. Par contre, les points 41 et 43, situés juste en amont
de la niche principale du "Schuttstrom", n'affichent pas le même comportement. Ils montrent d'une part une grande variabilité des vitesses, avec des valeurs oscillant entre 3 cm/an à plus de 2 m/an, et d'autre part une évolution de l'activité qui diffère très nettement de celle du "Schuttstrom". Ce comportement traduit sans doute un phénomène d'instabilité superficielle lié à une activité locale de la niche d'arrachement.

- Couloir central: Ce couloir est constitué de plusieurs couloirs actifs qui convergent vers la zone de

transit au niveau des point 5 et 6. Les vitesses du point 6 sont à peu près le double de celles du point 5, ce qui démontre une activité plus intense dans la partie sud que dans la partie nord du couloir. Mais étant donné que cette proportion est conservée au cours du temps, on peut admettre un comportement identique pour l'ensemble du couloir. 1995-1996 apparaît comme étant la période la plus calme avec des vitesses inférieures à 40 cm/an. Durant la période suivante (1996-1997), des vitesses de près de 80 cm/an indiquent une nette augmentation de l'activité. Après une accalmie en 1997-1998, on observe une recrut

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

**Fig. 4.14** Synthetic maps showing spatial distribution and temporal evolution of Hohberg landslide velocities. The data stem from GPS (carried out by UNIFR, Geotest SA, and BAR) and inclinometric measurements (carried out by Géolina SA). Detailed values are given in annex 10.
descence de l'activité durant la période 1998-1999, avec des vitesses supérieures à 1 m/an.

- Couloir nord: Le couloir nord, représenté par les points 1 et 13, montre une activité un peu moins intense que le couloir central. L'évolution de cette activité est cependant très similaire, avec une première phase d'accélération en 1996-1997 et une deuxième plus importante en 1998-1999.

- Zone de transit: La zone de transit est représentée, d'amont en aval, par les points 12, 259, 501, 14, 15, et M1; les points 16 et 17, associés au processus de "Schuttstrom", ne sont pas pris en considération. Les six points ont un comportement relativement semblable et montrent la même tendance que les points 5 et 6 du couloir central. Le point 12, bien que légèrement plus lent que le point 6, est le plus rapide du secteur. Les vitesses décroissent ensuite progressivement vers l'aval.

- Front du glissement: L'activité est faible dans tout le secteur à l'exception de la période 1998-1999 qui révèle des vitesses nettement plus élevées avec, par exemple, 56 cm/an au point 59 et 21 cm/an au point 51. Durant cette période, des dégâts importants ont été observés sur plusieurs habitations du quartier de Gerendacherli. Il semble par contre que le front du glissement ait peu réagi lors de l'accélération de 1996-1997 observée en amont.

### Evolution "saisonnière" des déplacements

Dans l'analyse précédente, deux périodes plus actives ont été reconnues, l'une en 1996-1997 et l'autre en 1998-1999. Il a également été observé que l'accélération de 1996-1997 a affecté surtout la partie supérieure et intermédiaire du glissement, tandis que celle de 1998-1999 s'est propagée jusqu'au front. Sur la base de ces résultats et en fonction du nombre de données existantes, six points ont été retenus pour décrire plus en détail ces deux périodes: les points 12, 60 et 51 pour le glissement et les points 9, 17 et 16 pour le "Schuttstrom" (Fig. 4.14 et 4.15).

L'accélération de 1996-1997, qui a affecté le "Schuttstrom" et la zone de transit du glissement (point 12), se manifeste en deux temps, avec une première phase entre septembre 1996 et avril 1997 et une deuxième, de même intensité, entre juin et août 1997. Dans la zone de transit, ces deux phases se caractérisent par des vitesses nettement plus faibles que lors de l'accélération de 1998-1999, et apparemment trop faibles pour influencer de manière signifi-

cative le front du glissement (points GPS 51 et 60). L'accélération de 1998-1999 est, quant à elle, plus généralisée. Elle apparaît au niveau du "Schuttstrom" et de la zone de transit entre novembre 1998 et mai 1999, et atteint le front du glissement avec un décalage de plusieurs semaines, voire de plusieurs mois. En effet, dans la partie supérieure du front (point 60), l'accélération débute également entre novembre 1998 et mai 1999 mais s'accentue entre mai et juin 1999. Au pied du glissement (point 51), elle intervient exclusivement entre mai et juin 1999.

### 4.5.2. Mesures de distance en continu

En juillet 1997, un dispositif DICLAS (Chap. 3.3.4) a été installé dans le secteur Udrischli pour obtenir des mesures de déplacement en continu. Le système de mesure a été fixé sur le chalet d'Udrischli, en bordure du glissement (Fig. 3.7; Ann. 8). Pour vérifier la stabilité de cette zone, un point de contrôle GPS (point 7) a été mesuré lors de chaque campagne. Le réflecteur a été implanté dans la zone de transit du glissement au même endroit que le point GPS 501, soit à une distance d'environ 150 m de la station de base et environ 180 m plus bas que le point GPS 12. Après une année de tests, le système a été programmé pour effectuer 5 mesures (qui sont ensuite moyennées) toutes les 90 minutes. La précision des mesures, déterminée par le calcul de 2 fois l'écart type (2σ), révèle une valeur de ± 4 mm pour la période 1997 à 2000 et ± 9 mm depuis mars 2000. Cette dégradation de la précision est probablement causée par une usure du système.

Les mesures DICLAS ont débuté le 10 juillet 1997, soit pendant la phase d'accélération de juin-août 1997 mise en évidence par les mesures GPS. Les résultats sont présentés dans la figure 4.16 sous la forme d'une courbe de déplacements cumulés. La première partie de la courbe montre une phase de décélération avec des vitesses qui passent progressivement de 50 cm/an à 15 cm/an. Ceci nous indique que l'accélération a eu lieu avant le 10 juillet 1997 et, si l'on se réfère aux données GPS, sans doute pas avant le mois de juin. L'évolution de la courbe met ensuite en évidence une accélération qui suivient durant la période GPS de novembre 1998 – mai 1999, reconnue comme étant la plus active depuis 1995 dans la partie supérieure du glissement. Elle apparaît de manière spectaculaire à la fin de l'hiver 1998-1999. Elle se déclenche entre le 23 et 28 février 1999 et atteint son paroxysme, avec plus de 3.5 m/an, au cours du mois de mars. La vitesse décroît ensuite
progressivement avant de réaugmenter très légèrement durant l'hiver 1999-2000. Cette petite accélération débute entre le 19 décembre 1999 et le 6 janvier

2000 et se poursuit jusqu'à la mi-mars. Ensuite, après une phase de décélération d'environ deux mois, la vitesse se stabilise à environ 15 cm/an.

<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>**Fig. 4.15** Evolution of Hohberg landslide and "Schuttstrom" activity between 1995 and 2001. Each curve represents the cumulated displacements of selected GPS points (for location, see figure 4.14 and annex 8).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>**Fig. 4.16** Cumulated displacement curves of DICLAS Udrischli and GPS point 501, in the transit zone of the Hohberg landslide. The major acceleration of late winter 1998-1999 starts between February 23rd and 28th and reaches its paroxysm in early March, with a velocity higher than 3.5 m/year. (In dark grey: acceleration periods; in light grey: deceleration periods; in white: constant activity periods, about 15 cm/year).</figcaption></figure>

### 4.5.3. Autres mesures

#### Mesures inclinométriques

Des mesures inclinométriques ont été entreprises par différents bureaux dans le but de localiser le ou les plans de glissement et définir l'organisation des déplacements en profondeur. Les premières mesures ont été effectuées par le bureau Géolina SA dans les forages B3, B4 et B8, entre mai 1995 et août 1996 (GÉOLINA, 1997; Fig. 4.6). Les suivantes ont été réalisées dans les forages F1, F2 et F3 par le bureau CSD, au cours du printemps 1997 (BEER et al., 1997). Enfin, les dernières ont été entreprises par Geotest SA, entre août et octobre 1999, dans le forage B99.01 (GEOTEST, 1999). Tous les résultats ont révélé un plan de glissement très net et des mouvements quasiment constants sur toute la profondeur. La vitesse moyenne ainsi que le sens des déplacements ont été calculés pour chaque forage (Fig. 4.17). Les vitesses observées dans les forages F1, F2, F3 et B99.01 ne font que confirmer les résultats des mesures géodésiques tandis que celles du B3, B4 et B8 permettent de compléter les données GPS de la période 1995-1996 (Fig. 4.14; Ann. 10). En effet, durant cette période, aucune autre mesure de déplacement n'a été entreprise sur le front du glissement.

<table><thead><tr><th></th><th>Drilling</th><th>Coord.</th><th>Altitude [m a.s.l.]</th><th>Slide plane depth</th><th>Measurement period</th><th>Mean velocity [cm/year]</th><th>Direction [°N]</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">CSD Ingegatherers Conserts SA</td><td>F1</td><td>589.844<br>169.882</td><td>1205</td><td>16.5 m</td><td>04.03.97<br>16.06.97</td><td>10.4</td><td>270</td></tr><tr><td>F2</td><td>589.518<br>169.882</td><td>1139</td><td>16.5 m</td><td>04.03.97<br>16.06.97</td><td>8.6</td><td>280</td></tr><tr><td>F3</td><td>589.238<br>169.879</td><td>1081</td><td>18.5 m</td><td>04.03.97<br>16.06.97</td><td>4.4</td><td>260</td></tr><tr><td rowspan="4">Géolina SA</td><td>B99.01</td><td>589.270<br>169.930</td><td>1082</td><td>14 m</td><td>26.08.99<br>28.10.99</td><td>12</td><td>280</td></tr><tr><td>B3</td><td>589.125<br>169.925</td><td>1058</td><td>5 m</td><td>02.05.95<br>22.08.96</td><td>3.8</td><td>305</td></tr><tr><td>B4</td><td>589.108<br>169.891</td><td>1062</td><td>8 m</td><td>02.05.95<br>22.08.96</td><td>1.2</td><td>280</td></tr><tr><td>B8</td><td>589.275<br>169.858</td><td>1092</td><td>16.5 m</td><td>24.11.95<br>22.08.96</td><td>4</td><td>270</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>**Fig. 4.17** Synthesis of inclinometric measurements carried out in seven drillings of the Hohberg landslide (for location, see figure 4.6). Below, the cumulated displacement curves of B4 and B8 show a relatively constant activity of the landslide toe during the whole period 1995-1996.</figcaption></figure>
## Mesures de distance au théodolite

Suite à l'accélération de février-mars 1999, un réseau de points associé à des mesures de distance a été installé dans la partie inférieure du glissement (Ann. 8). La station de base a été aménagée en zone stable sur le versant opposé et la plupart des réflecteurs ont été fixés sur des habitations. Les campagnes de mesures ont été effectuées par les bureaux Geotest SA et Philipona & Brügger à l'aide d'un théodolite équipé d'un distomètre laser. Le traitement des données, qui comprend les corrections et le calcul de la précision, a été réalisé par nos soins (Chap. 3.3.2). On obtient au final, pour une valeur de déplacement, une marge d'erreur de $\pm$ 0.4 mm/100 m (2σ).

Les résultats sont présentés dans la figure 4.18 sous la forme de courbes cumulatives.

<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>**Fig. 4.18** Cumulated displacement curves of the lower part of the Hohberg landslide. The measurements were carried out by Philipona & Brügger and Geotest SA with the use of a laser theodolite system (for points location, see annex 8).</figcaption></figure>

Sur l'ensemble de la période de mesures, les points situés dans les quartiers de Rohr (118 à 121) et du Mösli (122 et 123) ne montrent aucun mouvement significatif. Les autres révèlent tous la même tendance avec d'abord une phase de décélération et, depuis mai 2000, une stabilisation des vitesses. Cette évolution coïncide parfaitement avec celle du DICLAS Udrischli de la zone de transit. Les vitesses plus élevées des points 111 et 112 sont logiques étant donné que ceux-ci sont situés plus en amont. La différence des vitesses enregistrées sur les points 113 à 117 indique une variation latérale de l'activité, produite notamment par la présence d'une crête plus résistante qui sépare le glissement en deux langues frontales (Chap. 4.2.6 et Fig. 4.5). En effet, les points 113 et 114, situés dans l'alignement de cette crête, sont les plus lents du secteur.

## Mesures de distance par câble

Après l'accélération de 1999, un dispositif de câble a été installé par Geotest SA pour mesurer l'activité du "Schuttstrom". Le système utilisé est décrit dans le chapitre 3.4.1 et illustré dans la figure 3.8. La station de mesure a été fixée sur un arbre stable en rive gauche du "Schuttstrom" et pour réduire au maximum l'angle entre le câble et la direction des mouvements, le point de mesure a été implanté près de la zone de cisaillement (Ann. 8). Les vitesses sont donc logiquement moins élevées que celles du point GPS 9 situé au centre de la masse active mais l'évolution des mouvements est proportionnellement comparable.

Les mesures ont été effectuées entre mai 1999 et avril 2000 et les résultats sont illustrés dans la figure 4.19 par une courbe cumulative des déplacements. Jusqu'en décembre 1999, la vitesse est constante avec une valeur moyenne de 70 cm/an. Entre le 21 décembre 1999 et le 6 janvier 2000, le "Schuttstrom" subit une accélération très nette, en passant de 70 à 200 cm/an. La vitesse se stabilise ensuite quelques temps avant de décroître brusquement en avril 2000. Ce ralentissement, qui a lieu entre le 10 et le 21 avril, réduit la vitesse à environ 30 cm/an. Cette évolution diffère de celle du glissement par une variation des vitesses beaucoup plus brutales. En effet, par rapport à la courbe DICLAS, l'accélération du "Schuttstrom" est nettement plus prompte et intense que celle du glissement.

<figure><img src="image_44.png" /><figcaption>**Fig. 4.19** Cumulated displacement curve of the Hohberg cable system. The measured point is located on the "Schuttstrom" near the shearing zone (see annex 8).</figcaption></figure>
## 4.6. ANALYSE DENDROGÉOMORPHOLOGIQUE

Une méthode d'analyse dendrogéomorphologique a été développée spécifiquement pour ce projet, dans le but d'interpréter au mieux l'évolution des glissements profonds (> 10m) au cours du siècle passé. Les différentes étapes ainsi que les termes utilisés sont décrits en détail dans le chapitre 2 "Dendrogéomorphologie".

### 4.6.1. Echantillonnage

Afin d'observer la croissance des cernes dans leur intégralité, tous les échantillons ont été prélevés sous la forme de rondelles. Les prélèvements ont été effectués sur des arbres récents, abattus par les forestiers lors de la réalisation des travaux de drainages. Trois campagnes d'échantillonnage, la première en automne 1997 (par H. Raetzo) et les deux autres respectivement en février et juillet 2001, ont permis de récolter 58 rondelles, dont 7 sur des arbres "non perturbés" pour l'établissement de la courbe de référence. Les 51 autres ont été prélevés sur des arbres situés en zone active dans quatre secteurs différents (Fig. 4.2 et 4.20): la zone de transit (zone 1), le couloir sud (zone 2), le couloir central inférieur (zone 3) et le couloir central supérieur (zone 4). Pour faciliter l'analyse, une seule essence d'arbre a été sélectionnée: il s'agit de l'épicéa (Picea abies) qui est à la fois très répandu sur l'ensemble du site et un très bon enregistreur d'anomalies.

### 4.6.2. Calage dendrochronologique et analyses

La courbe de référence pour le calage dendrochronologique a été effectuée à l'aide des 7 échantillons "non perturbés" dont l'année d'abattage était connue. Les échantillons "perturbés" ont ensuite été calibrés sur cette courbe à l'aide du logiciel TSAP, mis à disposition par le Laboratoire de Dendroéologie de l'Institut de Géographie, à l'Université de Fribourg. Les résultats n'ont révélé aucun faux cerne ou cerne manquant, et tous les arbres ont pu être datés (Ann. 11). Les échantillons ont ensuite été soumis à l'analyse des bois de compression et de l'excentricité. Pour représenter l'activité générale du glissement, les résultats de l'analyse des bois de compression ont été utilisés, et plus particulièrement ceux correspondant aux années "crescendo" et "constante" (type A, chap. 2.6.1). Pour mettre en évidence les accélérations, on a eu recours à la méthode combinée (type B,

chap. 2.6.2) qui consiste à appliquer les résultats de l'analyse de l'excentricité sur les années "crescendo" et "constante". Dans les deux cas, seuls les échantillons de la zone 1, à savoir ceux de la zone de transit, ont été sélectionnés pour représenter l'évolution du glissement (Chap. 4.6.3). Les autres ont servi à définir l'organisation spatiale de l'activité (Chap. 4.6.4).

### 4.6.3. Evolution de l'activité du glissement entre 1920 et 2000

Les résultats des analyses de la zone de transit (zone 1) sont présentés dans la figure 4.21a. Associés, les deux graphiques permettent d'établir l'évolution de l'activité du glissement en mettant en évidence les phases d'accélération. Pour vérifier la fiabilité des analyses, les résultats du type B ont été confrontés aux mesures de déplacement (Fig. 4.21b). Ces dernières ont été effectuées par GPS et calculées selon un intervalle de temps annuel adapté au cycle de croissance de l'épicéa, soit d'automne en automne (Chap. 2.4.1). La période de confrontation, qui s'étend de 1996 à 2000 (automne 1995 à automne 2000), révèle dans l'ensemble une très bonne corrélation entre les variations d'indices d'anomalie et les vitesses de déplacement. L'année 1996 fait toutefois exception avec un indice d'anomalie très élevé (le plus élevé de toute la période 1920-2000) alors que les vitesses enregistrées sont très faibles. Ce pic d'anomalie est dû à un retard de la production de bois de réaction, occasionné par des mouvements importants survenus l'année précédente. En effet, l'année 1995 montre un faible indice d'anomalie alors qu'une très forte activité a été reconnue sur le terrain (H. Raetzo, comm. orale). Les arbres n'ont donc pas immédiatement réagit aux mouvements produits en 1995 mais avec un décalage d'une année. De manière plus modérée, ce phénomène est également visible sur l'année 2000, où un indice d'anomalie élevé s'oppose à des vitesses plutôt faibles. Cet indice élevé est le résultat de l'importante accélération de 1999 qui a provoqué une réaction tardive d'une partie des arbres.

Cet effet de retard apparaît lors de tilting important des arbres, c'est-à-dire suite à une accélération intense (SHRODER, 1978). Les années les plus concernées par ce phénomène sont donc celles qui révèlent les indices d'anomalie les plus élevés. Il s'agit en tout premier lieu des années 1996 et 1988. L'effet de retard en 1996 a été démontré et il ne fait aucun doute que le pic d'anomalie résulte de l'accélération survenue en 1995. L'indice très élevé de l'année 1988
<figure><img src="image_45.png" /><figcaption>**Fig. 4.20** Location of the Hohberg trees sampled for dendrogeomorphological analyses.</figcaption></figure>
pourrait également indiquer un décalage mais aucune
donnée ne permet de le confirmer; par conséquent, il
est préférable de prendre en considération les deux
possibilités, soit avec et sans l'effet de retard. Le pic
d'anomalie de 1988 pourrait alors correspondre à une
accélération produite en 1987 ou 1988. Pour toutes
les autres années, l'effet de retard, s'il existe, ne con-
cerne qu'une partie des arbres. Cet effet peut donc
perturber quelque peu les valeurs d'indice d'anoma-
lie mais ne provoque pas de réel décalage (exemple
de l'année 2000 discuté plus haut). Il faut néanmoins
tenir compte de cette imprécision et garder une cer-
taine prudence quant à l'interprétation des variations
annuelles de l'activité.

Les résultats des analyses de la zone de transit
nous donnent l'évolution suivante:
Entre 1920 et 1930, l'activité est faible et apparaît
sous la forme de deux impulsions, avec une première
accélération en 1920 et une seconde en 1925. Les
années 1930 sont marquées par une première phase
moyennement active suivie d'une période d'accalmie
entre 1937 et 1939. Au cours des années 1940, le
schéma est quasi identique avec une activité modérée
au début et une phase beaucoup plus calme par la
suite (1944-1949). Les accélérations sont toutefois un
peu plus incisives que durant les années 1930, notam-
ment en 1942-43. Pendant les années 1950-1960, l'ac-
tivité du glissement est élevée avec un paroxysme aux

TYPE A - ACTIVITY (compression wood analysis, crescendo & constant)

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

TYPE B - ACCELERATION (combined analysis: compression wood & eccentricity)

<figure><img src="image_47.png" /></figure>

**Fig. 4.21a** Relative activity evolution of the Hohberg landslide (zone 1), between 1920 and 2000, deduced from dendrogeomorphological analyses. **Type A** shows, for each year, the percentage of disturbed trees presenting compression wood ("crescendo & constant"). **Type B** shows, for each year and in percent, the number of disturbed trees with anomaly increase multiplied by an intensity coefficient (Chap. 2). The arrows indicate a shifting of 1 year due to a delay of reaction wood production (activity of 1987 and 1995 are recorded, by the trees, the following year).

<figure><img src="image_48.png" /></figure>

**Fig. 4.21b** Comparison between dendrogeomorphologi-
cal results (type B) and GPS measured velocities.
environs de 1960. Dès 1964-65, l'activité diminue progressivement pour atteindre en 1976 son niveau le plus bas de toute la deuxième partie du 20ème siècle. Depuis 1977, l'évolution générale montre une augmentation graduelle de l'activité jusqu'à la fin du siècle. Néanmoins, c'est seulement depuis 1987 que le glissement entre dans une phase très active avec une succession d'accélérations très importantes, notamment en 1987-88, 1994, 1995 (= pic de 1996) et 1999.

### 4.6.4. Variation spatiale de l'activité

Jusqu'ici, les résultats exposés concernent uniquement la zone de transit (zone 1), c'est-à-dire le secteur principal du glissement. Pour définir l'organisation spatiale de l'activité, ainsi que son évolution dans le temps, des échantillons supplé-mentaires ont été récoltés dans les deux couloirs principaux qui ali-

mentent le glissement. Les pré-lèvements ont eu lieu dans trois zones distinctes: la zone 2, située dans la partie inférieure du couloir sud (au cœur même du "Schuttstrom"), la zone 3 dans la partie inférieure du couloir central et la zone 4 dans la partie supérieure de ce même couloir. Les résultats de ces analyses sont présentés dans la figure 4.22. Pour comparer l'évolution générale des différents secteurs, les résultats concernant le type A ont été retenus. Par ailleurs, un tableau synthétique a été établi pour représenter l'évolution des différents secteurs selon un intervalle de temps plus espacé. Il faut cependant souligner que le nombre d'échantillons n'est pas égal dans tous les secteurs ce qui peut avoir des conséquences sur la fiabilité des résultats. C'est le cas notamment des zones 2 et 4 qui ne comptent respectivement que 9 et 6 échantillons. On peut toutefois admettre que, pour une interprétation à l'échelle de la décennie, ce déficit n'est pas préjudiciable. En revanche, les résultats sont

<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>**Fig. 4.22** Relative activity of different zones of the Hohberg landslide, deduced from dendrogeomorphological analyses (zone 1: transit zone; zone 2: lower part of "couloir sud": zone 3: lower part of "couloir central": zone 4: upper part of "couloir central"). The synthetic table shows the mean $I_a$ for 10-year time intervals, except between 1930 and 1950 where specific time intervals (1930-1945 and 1945-1950) have been applied to the major variations of activity.</figcaption></figure>
insuffisants pour étudier de manière systématique les variations d'ordre annuel.

La **zone 1**, décrite précédemment en détail, fait office ici de référence. Elle servira à déterminer quelques étaient les influences des couloirs amonts sur l'activité de la zone de transit.

La **zone 2** révèle clairement deux états d'activité, qui caractérisent l'avant et l'après 1950. En effet, les mouvements, très faibles de 1930 à 1950, augmentent brutalement au début des années 1950. L'activité y est ensuite très élevée, et ceci jusqu'à la fin du siècle. D'après l'analyse dendrogéomorphologique, cette réactivation a eu lieu en 1952. Cette information est confirmée par un rapport de l'Inspection Cantonale des Forêts, daté de 1953, qui relève la présence de mouvements très importants dans ce secteur durant les printemps 1952 et 1953 (ICF, 1953). Il apparaît donc de manière évidente que le processus de "Schuttstrom", tel qu'on le connaît actuellement, se soit déclenché en 1952.

Les **zones 3 et 4** ont une évolution assez similaire jusque vers 1970 avec une première phase active entre 1930 et 1945 et, après une période d'accalmie de quelques années, une intensification des mouvements qui débute entre 1949 et 1950. Vers 1970, la tendance semble s'inverser entre les deux zones. En effet, depuis cette date, la zone 3 montre une activité très soutenue et relativement constante jusqu'à la fin du siècle tandis que la zone 4 entre plutôt dans une phase de ralentissement. Cette différence d'activité est marquée actuellement par la présence de niches d'arrachement entre ces deux zones (H. Raetzo, comm. orale).

La répartition spatiale de l'activité et son évolution permet de mieux comprendre le comportement dynamique du glissement. On remarque notamment que la zone de transit est, sur l'ensemble de la période étudiée, moins active que les secteurs situés en amont. Cette caractéristique est confirmée par les mesures de déplacement qui indiquent une diminution des vitesses entre les couloirs et la zone de transit (Chap. 4.5.1). Ce ralentissement s'explique sans doute par un adoucissement de la pente qui passe de 14-15 % dans la partie inférieure des couloirs à 10-11 % au niveau de la zone de transit. On constate également que l'évolution de l'activité de la zone de transit est assez similaire à celle du couloir central, surtout entre 1920 et 1970. Par contre, cette corrélation est moins

évidente en ce qui concerne le couloir sud. En effet, ce dernier est peu ou pas actif durant toute la période 1930-1950 alors que les trois autres secteurs montrent des variations significatives d'activité. De plus, la réactivation du "Schuttstrom" débute seulement en 1952 alors que les zones 1, 3 et 4 révèlent une accélération déjà en 1949-50. Ces observations sugèrent que l'activité de la zone de transit est davantage liée aux mouvements produits dans le couloir central qu'à ceux du couloir sud qui seraient plus localisés. Cette hypothèse coïncide très bien avec les résultats des mesures GPS qui indiquent que, durant la période 1995-2001, le "Schuttstrom" n'affecte que partiellement la zone de transit (Chap. 4.5.1).

## 4.7. ANALYSE CLIMATOLOGIQUE

### 4.7.1. Introduction

Un traitement basé sur les données de précipitations et de températures a été effectué pour déterminer les principaux paramètres climatiques susceptibles d'influencer l'activité du glissement. Outre les données brutes de précipitations et de températures qui peuvent être utilisée individuellement, les paramètres déterminés sont les précipitations efficaces (Chap. 4.7.2), les chutes de pluie et les chutes de neige (Chap. 4.7.3).

Les données locales de précipitations et de températures ont été fournies par la station météorologique de Rotenbach du WSL, située juste en face du glissement du Hohberg sur le versant est du Schwyberg, à une altitude très proche de l'altitude moyenne du glissement du Hohberg, soit à environ 1300 m (Fig. 4.1 et 4.23). Toutefois, comme cette station n'est en fonction que depuis 1970, on a dû faire appel à d'autres stations moins récentes pour pouvoir corréler les résultats des analyses dendrogéomorphologiques. Le choix s'est porté sur les stations ISM voisines les plus en phase avec les données enregistrées au Rotenbach, c'est-à-dire celles dont les valeurs présentaient le meilleur coefficient de détermination R² (Fig. 4.23); ont ainsi été retenues la station de Châteaux-d'Oex pour les températures et les stations de Boltigen et Châteaux-d'Oex pour les précipitations (mesures des deux stations moyennées). Toutes les données ont ensuite été corrigées par rapport aux mesures de Rotenbach au moyen de l'équation de la courbe de régression linéaire obtenue
<table><caption>Fig. 4.23 Characteristics of meteorological stations dealt within the climatological study of the Hohberg landslide. In grey: selected stations for the corresponding parameter.</caption><thead><tr><th rowspan="3"></th><th rowspan="3">Coordinates<br>[m]</th><th rowspan="3">Altitude<br>[m.a.s.l]</th><th colspan="4">PRECIPITATION</th><th colspan="4">TEMPERATURE</th></tr><tr><th colspan="2">Coeff. of determination (R<sup>2</sup>)</th><th rowspan="2">Beginning of<br>measurement</th><th colspan="2">Coeff. of determination (R<sup>2</sup>)</th><th rowspan="2">Beginning of<br>measurement</th></tr><tr><th>Daily</th><th>Monthly</th><th>Daily</th><th>Monthly</th></tr></thead><tbody><tr><td>Rotenbach (WSL)</td><td>587800/170400</td><td>1330</td><td>Reference</td><td>Reference</td><td>01.03.1970</td><td>Reference</td><td>Reference</td><td>05.08.1993</td></tr><tr><td>Château-d'Oex (ISM, nr. 5610)</td><td>576970/147280</td><td>980</td><td>0.51</td><td>0.79</td><td>01.01.1901</td><td>0.93</td><td>0.98</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Boltigen (ISM, nr. 5370)</td><td>596150/164200</td><td>855</td><td>0.54</td><td>0.79</td><td>01.01.1901</td><td>0.90</td><td>0.96</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Mean Château-d'Oex & Boltigen</td><td>-</td><td>-</td><td>0.56</td><td>0.83</td><td>01.01.1901</td><td>0.90</td><td>0.97</td><td>01.01.1931</td></tr></tbody></table>

par confrontation des valeurs. La correction a été effectuée indépendamment sur deux séries de données avec d'un côté les valeurs mensuelles, utilisées pour les corrélations d'ordre mensuel ou annuel, et d'un autre côté les valeurs journalières, beaucoup moins précises mais qui permettent d'étudier les variations d'ordre journalier et d'estimer la part des précipitations tombées sous forme de neige ou de pluie.

## 4.7.2. Précipitations efficaces

Les précipitations efficaces (PE) représentent la quantité d'eau fournie par les précipitations (P) qui reste disponible, à la surface du sol, après soustraction des pertes par évapotranspiration réelle (ETR; CASTANY, 1982), soit:

$$PE = P - ETR \ [mm]$$

L'évapotranspiration réelle peut être définie comme étant "la somme des quantités de vapeur d'eau évaporées par le sol et par les plantes quand le sol est à son humidité spécifique actuelle et les plantes à un stade de développement physiologique et sanitaire réel" (MUSY & LAGLAINE, 1992). Son calcul implique donc des paramètres liés non seulement au climat mais également au type de végétation et à la nature du sol. Pour pallier ce problème, il est possible d'utiliser l'évapotranspiration potentielle (ETP), qui ne tient compte ni de l'état de la végétation ni de l'humidité du sol. En effet, l'ETP représente l'ensemble des pertes en eau par évaporation et transpiration d'un couvert végétal de référence couvrant totalement le terrain, ayant une hauteur uniforme de quelques centimètres, abondamment pourvu en eau et à son stade de développement végétatif maximal (MUSY & LAGLAINE, 1992). Son calcul est donc simplifié car il fait appel uniquement à des données d'ordre climatique. Pour cette raison et malgré le fait que les résultats soient plus approximatifs, la notion d'ETP

a été retenue pour tous les calculs de précipitations efficaces, ce qui nous donne l'équation suivante:

$$PE \approx P - ETP \ [mm]$$

### Estimation de l'évapotranspiration potentielle

L'évapotranspiration potentielle peut être estimée par plusieurs formules empiriques. Les plus précises permettent de calculer l'ETP de manière journalière mais nécessitent de nombreux paramètres météorologiques, comme la température, l'humidité de l'air, la vitesse du vent et le rayonnement solaire. Comme la plupart de ces données ne sont généralement pas disponibles, ce qui est le cas pour la station de Rotenbach, on a le plus souvent recours à un autre type de formule basée uniquement sur les données de températures. Le choix s'est porté ici sur la formule de THORNTHWAITE (1948) qui est la mieux adaptée pour une étude en climat tempéré (MUSY & LAGLAINE, 1992; Ann. 12). Ce type de formule est cependant beaucoup plus approximatif et seul un calcul mensuel est possible. Par conséquent, le calcul des précipitations efficaces peut se faire uniquement avec des données mensuelles et les corrélations d'ordre journalier devront être effectuées à l'aide des données brutes de précipitations.

### Comparaisons entre ETP et ETR

Un calcul de l'évapotranspiration réelle journalière a été réalisé par le WSL sur le site du Rotenbach à l'aide du modèle hydrologique BROOK. Outre le fait d'intégrer les mesures de températures journalières, le modèle implique différents paramètres relatifs à l'humidité du terrain, la nature du sol, l'état de la végétation et l'exposition du site. Les résultats, très précis, ont été utilisés comme référence pour évaluer la fiabilité des données d'ETP de Thornthwaite. La comparaison, présentée dans la figure 4.24, est basée sur des valeurs mensuelles moyennées sur une période de 6 ans (1988-1993). Le graphique met en évidence
<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>**Fig. 4.24** Monthly evapotranspiration, calculated with Thornthwaite ETP formula and BROOK ETR model, for the period 1988-1993 (modified after RAETZO-BRUELHART, 1997).</figcaption></figure>

d'une part une surévaluation de l'ETP au cours des mois d'avril à octobre, et particulièrement en été où les valeurs dépassent de 20 à 30% celles du modèle BROOK, et d'autre part une sous-estimation au cours de l'hiver, avec des valeurs quasiment nulle alors que celles du modèle avoisinent les 10 mm. Cette sous-estimation de l'ETP en hiver s'explique par le fait que l'ETP de Thornthwaite est nulle quand les températures sont inférieures à 0°C. Elle ne tient donc pas compte du phénomène de sublimation qui constitue une perte non négligeable du stock neigeux.

L'ensemble des observations nous amène au constat suivant:

A partir des données de précipitations et de températures, les précipitations efficaces peuvent être calculées mensuellement au moyen de l'ETP de Thornthwaite (Ann. 12). L'utilisation de cette formule montre cependant une tendance à surestimer les PE durant la saison froide (novembre à février) et à les sous-estimer le restant de l'année.

### 4.7.3. Pluie et neige

Pour différencier de manière précise la part des précipitations tombées sous forme de pluie et de neige, plusieurs données météorologiques doivent être connues, et notamment les variations intra-journalières de température, la vitesse du vent et l'intensité du rayonnement solaire. En utilisant uniquement les températures moyennes journalières, cette différentiation peut être estimée en utilisant la limite du 0°C correspondant au changement d'état de phase. Comme il s'agit de données journalières, la formule

de Thornthwaite ne peut être appliquée et les résultats sont alors utilisés à l'état brut, c'est-à-dire sans y soustraire l'évapotranspiration.

## 4.8. RELATION ACTIVITÉ – CLIMAT

### 4.8.1. Introduction

Pour connaître l'influence du climat sur la stabilité du versant, il faut mettre en relation les différents paramètres climatiques avec les résultats des analyses de l'activité, et ceci à différentes échelles temporelles. En effet, contrairement aux phénomènes spontanés (coulées, glissements superficiels, éboulements) qui sont le plus souvent régis uniquement par les conditions climatiques de très court terme, un glissement profond évolue également, et même surtout, sous l'influence de variations climatiques à plus long terme. Les corrélations ont donc été effectuées dans ce sens, en utilisant, d'une part, les résultats des analyses dendrogéomorphologiques pour décrire l'évolution de l'activité sur le moyen terme (ordre pluriannuel) et le court terme (ordre saisonnier à annuel), et, d'autre part, les mesures de déplacement pour les variations de très court terme (ordre journalier à mensuel). L'évolution sur le long terme, qui caractérise les variations à l'échelle du siècle ou du millénaire, n'est pas prise en compte dans cette analyse.

### 4.8.2. Evolution sur le moyen terme

Pour étudier la variation de l'activité du glissement sur le moyen terme, on a utilisé les résultats des analyses dendrogéomorphologiques du type A (Chap. 2.6 et 4.6; Fig. 4.25). Les principaux paramètres climatiques ont ensuite été confrontés à cette évolution à l'aide de courbes de "valeurs mémoires" représentées par la moyenne mobile des données sur plusieurs années. Le nombre d'années à moyenner a été déterminé en fonction de multiples essais de corrélations réalisés sur les données de précipitations (moyennes mobiles entre 5 et 30 ans); le choix s'est porté sur la moyenne mobile de 20 années qui était la plus en phase avec l'évolution générale de l'activité du glissement (Fig. 4.25). Les données des différents paramètres climatiques ont été traitées en suivant le cycle de l'année hydrologique, soit d'octobre à septembre, ce qui correspond plus ou moins au cycle naturel de croissance de l'épicéa (Chap. 2.4.1). De plus, afin d'évaluer l'influence de l'évolution des conditions cli-
## PRECIPITATION

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

## TEMPERATURE

<figure><img src="image_52.png" /></figure>

## RAINFALL & SNOWFALL

<figure><img src="image_53.png" /></figure>

## LEGEND

P: Precipitation

PE: Effective precipitation

RF: Rainfall

SF: Snowfall

T: Temperature

**ANNUAL:** analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30).

**WINTER:** analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31.

**SUMMER:** analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30.

CLIMATOLOGICAL DATA (from ISM stations; see Fig. 4.23):

<figure><img src="image_54.png" /></figure>

DENDROGEOMORPHOLOGICAL DATA:

Index of anomaly (Ia) - Type A, zone 1

Smooth curve (polynomial)

▷ Shifting of 1 year due to a delay of reaction in the wood production.

**Fig. 4.25** Hohberg landslide: Medium-term comparisons between main climatic parameters, such as precipitation, rainfall, snowfall and temperature, and activity deduced from dendrogeomorphological analyses (type-A, zone 1: Fig. 4.20 and 4.21). All climatic curves are characterized by a 20-year moving average.
matiques saisonnières, les moyennes mobiles ont également été déterminées de manière semestrielle, en faisant correspondre au semestre d'hiver les valeurs d'octobre à mars et au semestre d'été celles d'avril à septembre (Fig. 4.25).

## Précipitations

Etant donné que les enregistrements de température ont débuté seulement en 1931, la moyenne mobile des précipitations efficaces sur 20 ans n'a pu être établie que pour la deuxième partie du siècle, soit de 1950 à 2000 (Fig. 4.25). Pour pouvoir réaliser une comparaison sur l'ensemble de la période 1920-2000, on a eu recours aux données brutes de précipitations. Cependant, mis à part un décalage dû à la perte par évapotranspiration, les deux courbes P et PE décrivent des oscillations similaires et leur évolution relative peut être considérée comme identique.

La confrontation entre la moyenne mobile annuelle des précipitations sur 20 ans et l'évolution de l'activité du glissement (Fig. 4.25a) met en évidence deux périodes distinctes, l'avant et l'après 1950. En effet, comparativement à la première partie du siècle, les années postérieures à 1950 démontrent une plus grande influence des précipitations sur l'activité du glissement. Autrement dit, pour des valeurs de précipitations plus ou moins identiques, l'activité des années 1930-1940 est nettement plus faible que celle des années 1950-1970. Il y a donc un changement de comportement du glissement vers 1950, pouvant être lié à une modification des propriétés géotechniques, hydrogéologiques ou topographiques du versant, d'origine naturelle ou anthropique. Depuis 1950 et jusqu'à la fin du 20ème siècle, la corrélation entre les deux courbes climat-activité est continue et de bonne qualité, ce qui démontre un lien direct entre le cumul des précipitations sur plusieurs années (de l'ordre de 20 ans) et l'évolution générale de l'activité du glissement. L'évidence de cette relation suggère même que la dynamique du glissement est, durant cette deuxième partie du siècle, sous l'influence quasi exclusive du climat, donc très peu perturbée par des facteurs d'origine non-climatique.

Les moyennes mobiles semestrielles révèlent clairement deux corrélations de qualité différente: tandis que la courbe des précipitations hivernales (Fig. 4.25b) se corrèle relativement bien sur toute la période étudiée, celle des valeurs estivales (Fig. 4.25c) ne suit pas l'évolution de l'activité. Toutefois, cela ne signifie pas pour autant que les précipitations estivales ont une incidence moins grande sur l'activité du glisse-

ment. Cette différence de corrélation pourrait s'expliquer simplement par le fait que les valeurs estivales sont beaucoup plus constantes au cours des années que les valeurs hivernales. En effet, entre 1950 et 2000, l'amplitude maximale des fluctuations hivernales est de l'ordre de 200 mm, soit d'environ 25% par rapport à la valeur moyenne, alors qu'elle n'est que de 85 mm pour les variations estivales, ce qui correspond à moins de 8% de la valeur moyenne.

## Pluie et neige

Les moyennes mobiles annuelles représentant respectivement les chutes de pluie et de neige accumulées sur 20 ans, révèlent des évolutions très différentes (Fig. 4.25d). En effet, tandis que la courbe des pluies est en corrélation quasi parfaite avec les variations de l'activité du glissement, celle représentant les chutes de neige ne suit pas du tout cette évolution. On peut alors affirmer, en ce qui concerne l'évolution sur le moyen terme, que la variation des précipitations neigeuses n'a quasi aucune incidence sur la dynamique du glissement. Ceci pourrait s'expliquer par le fait que les chutes de neige sont environ quatre fois moins importantes que les pluies et que l'amplitude de leur variations est très faible; on relève un écart maximal de l'ordre de 100 mm, en terme d'épaisseur d'eau, ce qui correspond à seulement 5% des précipitations totales. Toutefois, en comparant les moyennes mobiles hivernales de pluie et de neige (Fig. 4.25e), qui représentent chacune à peu près la même quantité de précipitations, soit respectivement 500 et 400 mm d'eau en moyenne, la corrélation parle largement en faveur des pluies. On peut dès lors supposer, du moins en ce qui concerne l'évolution à moyen terme, que la pluie a plus d'incidence sur l'activité du glissement que la neige.

## Température

La moyenne mobile de la température sur 20 ans se corrèle bien avec l'évolution de l'activité du glissement, du moins sur l'ensemble de la période étudiée qui s'étend de 1950 à 2000 (Fig. 4.25f). Toutefois, même si elle est de bonne qualité, cette corrélation ne prouve pas qu'il existe un lien entre les fluctuations de température et l'évolution de l'activité du glissement. Elle démontre simplement qu'il est possible que ce lien existe. En effet, si l'influence de la température sur la stabilité d'un versant est bien connue en zone de pergélisol, elle l'est moins dans les autres régions. Dans le cas du glissement du Hohberg, où les températures annuelles de l'air oscillent entre 4.5 et 5°C, la présence de pergélisol est exclue. Il est donc difficile de déterminer précisément quels sont
les effets de la température sur l'activité du glissement. Néanmoins, on peut supposer qu'elle joue un rôle de par son influence sur la durée de gel du sol ainsi que sur la distribution des chutes de pluie et de neige durant l'hiver. Cette dernière est illustrée par les graphiques d et g de la figure 4.25 qui montrent que le réchauffement très net encouru durant les hivers 1980 à 2000 est associé, simultanément, à une augmentation des pluies et une diminution des chutes de neige. Selon l'hypothèse énoncée dans le paragraphe précédent, qui définit la pluie comme étant plus influente que la neige sur la stabilité du versant, dans le cas présent, le réchauffement à moyen terme peut être considéré comme un facteur d'instabilité.

### 4.8.3. Evolution sur le court terme

Il a été établi dans le chapitre précédent que l'évolution générale de l'activité, au cours du siècle, était régie en grande partie par les variations climatiques de moyen terme. Cependant, ces corrélations ne suffisent pas à expliquer les variations annuelles d'activité, mises en évidence notamment par l'analyse dendrogéomorphologique de type B (Chap. 4.6.2; Fig. 4.21). Il est donc essentiel de mettre en relation ces variations annuelles avec des données climatologiques de plus court terme. Pour ce faire, les données annuelles et semestrielles des différents paramètres climatiques (précipitations efficaces, chutes de pluie et de neige, température) ont été confrontées aux valeurs d'indice d'anomalie du type B. Les résultats, illustrés par des graphes comparatifs, sont présentés dans la figure 4.26.

La distribution très hétérogène des points qui caractérise l'ensemble des graphiques démontre que, globalement, les corrélations sont de mauvaise qualité. Ceci peut s'expliquer en partie par l'influence qu'exercent les variations climatiques de moyen terme sur l'activité du glissement mais il faut également tenir compte des limites que présente l'analyse dendrogéomorphologique quant à la précision des résultats. En effet, comme il a déjà été signalé auparavant (Chap.4.6.3), il est délicat d'utiliser les résultats d'une analyse dendrogéomorphologique pour une étude traitant des variation annuelles, et surtout s'il s'agit de faibles variations. Par conséquent, il a été décidé de retenir uniquement les années très actives présentant un indice d'anomalie nettement plus élevé que la moyenne. Il s'agit des années 1987, 1994, 1995 et 1999 qui, avec des indices d'anomalies supérieurs à 50%, constituent les accélérations majeures du glis-

sement du Hohberg. Pour chaque paramètre climatique, la valeur seuil correspondante a été déterminée. L'influence du paramètre a ensuite été évaluée au moyen d'un indice de corrélation (Ic) qui rapporte le nombre d'années "actives", à savoir les quatre années du champ des accélérations majeures, sur l'ensemble des années situées en dessus de la valeur seuil climatologique. Plus l'indice est élevé, plus l'influence du paramètre climatique traité est manifeste.

#### Précipitations efficaces

La confrontation entre les données annuelles des précipitations efficaces et les indices d'anomalie de type B (Fig. 4.26a) indique que le 25% des années aux précipitations efficaces supérieures à 1780 mm sont associées à une accélération majeure. Le pourcentage est assez faible mais, compte tenu de l'influence de l'évolution climatique de moyen terme sur l'activité du glissement, la relation peut être considérée comme significative. L'influence des précipitations saisonnières, exprimées par les graphiques b et c, est par contre moins marquée. En effet, les indices de corrélation des précipitations hivernales et estivales n'atteignent respectivement que 12 et 16 %, soit environ 10 % de moins que les précipitations annuelles. De plus, même si le pourcentage parle légèrement en faveur des précipitations estivales, la répartition des points indique une corrélation assez similaire. Il est alors légitime de supposer que la distribution saisonnière des précipitations n'a pas grande influence sur l'intensité des accélérations à court terme.

#### Pluie et neige

Avec son indice de corrélation de 31 %, les pluies annuelles (Fig. 4.26d) constituent le paramètre climatique le plus influent; en effet, il indique que près d'un tiers des années avec plus de 1850 mm de pluies sont associées à une accélération majeure du glissement. Cette influence très marquée des pluies est visible également sur les graphiques e et f qui mettent en relation les données hivernales de pluie et de neige. Bien que la différence de pourcentage des indices de corrélation ne soit pas très grande (4 %), la distribution des points sur les graphiques parle nettement en faveur des pluies, ce qui implique que ces dernières ont une plus grande incidence sur l'intensité des accélérations que la neige.

#### Température

Les résultats des confrontations présentées sur les graphiques g, h et i de la figure 4.26 indiquent clairement que la température ne joue pas un rôle primor-
## PRECIPITATION

<figure><img src="image_55.png" /></figure>

## RAINFALL & SNOWFALL

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

## TEMPERATURE

<figure><img src="image_57.png" /></figure>

## LEGEND

PE: Effective precipitation

RF: Rainfall

SF: Snowfall

T: Temperature

Ia: Index of anomaly

ANNUAL: analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30)

SUMMER: analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30.

WINTER: analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31.

threshold of major acceleration years (Ia=50%)

climatological threshold value corresponding to the major acceleration years

field of major accelerations

**Fig. 4.26** Hohberg landslide: Short-term comparisons between main climatic parameters (annual and half-yearly data from ISM stations; Fig. 4.23) and activity deduced from dendrogeomorphological analyses (type-B; Fig. 4.21). Plotted points on each graph represent the years 1931 to 2000. The Ic value is an index of correlation which represents the percentage of years plotted in the field of major accelerations (grey zone), compared to all years situated above the threshold value.
dial sur les accélérations du glissement. Que ce soient les données annuelles ou semestrielles, les indices de corrélation sont inférieurs à 10 %, donc relativement faibles par rapport à ceux des précipitations efficaces et des pluies annuelles. De plus, si la température avait une réelle influence, les corrélations devraient parler en faveur des données hivernales qui sont largement plus susceptibles d'influencer l'activité du glissement que les valeurs estivales.

### 4.8.4. Evolution sur le très court terme

Les mesures de déplacement ont permis de déterminer de manière plus ou moins précise les variations d'activité du glissement entre 1995 et 2001 (Fig. 4.27a). Les mesures GPS ont révélé pour la zone de transit deux phases d'accélération de moyenne ampleur, l'une comprise entre septembre 1996 et mai 1997 et l'autre entre juin et juillet 1997, ainsi qu'une

<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>**Fig. 4.27** Hohberg landslide: Very short-term comparisons between landslide activity (a) measured by GPS (point 12) and laser distometer (DICLAS-Udrischli; Ann. 8) and meteorological conditions (b). The graph (c) shows with details the conditions preceding the major acceleration of late winter 1999.</figcaption></figure>
troisième phase, beaucoup plus conséquente, au cours de l'hiver 1998-1999. Cette dernière, mise en évidence également par les données du DICLAS-Udrischli (Fig. 4.16 ; Ann. 8), a débuté entre le 23 et le 28 février 1999 et a atteint son paroxysme au cours du mois de mars. Suite à cet événement majeur, le glissement est entré dans une phase de ralentissement qui s'est maintenue jusqu'à la fin 2001. Seule une petite incursion de la courbe DICLAS indique une très légère ré-accélération entre la fin décembre 1999 et le début janvier 2000. Toutefois, comparativement aux autres accélérations, elle peut être considérée comme négligeable.

Bien que l'activité du glissement soit influencée avant tout par les variations climatiques de court et moyen terme, les conditions de très court terme jouent un rôle important dans le déclenchement des accélérations. En effet, chacune des trois phases est marquée par un pic de précipitations efficaces très élevé qui pourrait être responsable du déclenchement (Fig. 4.27b). En ce qui concerne les deux premières phases, il s'agit respectivement des mois de novembre 1996 et juillet 1997. Leur influence est cependant difficilement démontrable car les deux accélérations n'ont pas été enregistrées par des mesures en continu et, par conséquent, le moment précis des déclenchements n'est pas connu. En revanche, il ne fait aucun doute que l'événement majeur de 1999 coïncide avec le pic de précipitations efficaces de février 1999, le mois le plus humide de la période 1995-2000 avec près de 400 mm en terme d'épaisseur d'eau. Dans le détail, les conditions climatiques qui précèdent cette accélération (Fig. 4.27c) sont caractérisées par une période d'importantes chutes de neige, qui s'étend de la fin janvier à la mi-février, suivie, du 19 au 21 février, d'une phase de fonte associée à de fortes pluies. Ces conditions propices à une intense infiltration ont sans doute provoqué une sursaturation du terrain, et l'augmentation des pressions interstitielles résultante aurait entraîné une accélération des mouvements.

Après l'accélération de 1999, le glissement est nettement moins sensible aux conditions mensuelles de précipitations efficaces. Ceci est visible notamment au cours du printemps 2001 où les fortes précipitations de mars et avril n'ont entraîné aucune accélération. Cette passivité relative du glissement pourrait provenir des nombreux travaux de drainages entrepris entre 1999 et 2001 qui auraient favorisé les écoulements superficiels aux dépens des infiltrations. Mais il est également possible que, suite à la grande

accélération de 1999, un relâchement des pressions internes ait contribué à neutraliser provisoirement l'activité du glissement. De plus, il faut tenir compte des conditions climatiques antécédentes, comme par exemple des automnes 1999 et 2000 qui étaient beaucoup plus secs que celui de 1998.

## 4.9. SYNTHÈSE DES RÉSULTATS

### 4.9.1. Evaluation du danger

Les travaux de drainages entrepris entre 1999 et 2001 ont modifié quelque peu le système hydrologique du bassin versant. Il est par conséquent difficile d'évaluer l'état actuel du glissement et sa sensibilité aux variations climatiques. Le seul moyen est de se référer à la période 1950-2000 durant laquelle aucune intervention d'origine anthropique n'a été signalée.

Au cours de ces cinquante années, il ne fait aucun doute que le climat a joué un rôle prépondérant sur l'activité du glissement. L'évolution de l'activité sur le moyen terme est en relation très étroite avec les moyennes mobiles des précipitations et des chutes de pluies, établies sur une période de 20 ans. Le rôle de la température est représenté par son influence sur la répartition des précipitations, à savoir qu'un réchauffement favorise les pluies aux dépens des chutes de neige. En revanche, un lien direct entre le climat et l'intensité des accélérations n'a pu être établi pour l'ensemble des années étudiées, en raison des limites imposées par l'analyse dendrogéomorphologique quant à l'étude des variations annuelles. Néanmoins, ce lien a pu être déterminé pour les années d'accélérations majeures (1987, 1994, 1995 et 1999) qui sont fortement dépendantes des conditions antécédentes des précipitations efficaces, et plus particulièrement de la combinaison entre la somme annuelle et la moyenne mobile sur 20 ans (Fig. 4.28); les valeurs limites relatives à ces accélérations atteignent respectivement 1780 et 1580 mm, ce qui indique qu'au-delà, le risque d'une accélération majeure est manifeste.

Le déclenchement des accélérations est déterminé par les conditions climatiques de très court terme, et plus particulièrement par le cumul des précipitations efficaces sur environ 30 jours. Si l'on se réfère à la période 1995-2000, on peut penser que les valeurs mensuelles supérieures à 280 mm sont susceptibles de provoquer une accélération (Fig. 4.27). Cependant
<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>**Fig. 4.28** Hohberg landslide activity, deduced from dendrogeomorphological analysis, in relation with medium term (20-year moving average) and short term (1-year) effective precipitations conditions. All values are calculated with annual data according to the hydrological year (Oct 1 to Sep 30).</figcaption></figure>

dant, il semble que ces conditions ne soient pas suffisantes pour déclencher une accélération majeure car, selon nos observations, ces dernières sont survenues sous des conditions spécifiques, à savoir en période de fonte associée à de fortes pluies. En effet, cette combinaison offre un potentiel d'infiltration maximal permettant une sursaturation très rapide du terrain.

En faisant abstraction des modifications occasionnées par les travaux de drainage, l'état actuel du glissement du Hohberg peut être considéré comme critique. En effet, depuis les années 1980, les moyennes mobiles des précipitations et de la température sur 20 ans sont en constante augmentation. De plus, si l'on en croit les derniers résultats publiés par le Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (GIEC, en anglais IPCC), les prévisions à moyen terme sont plutôt défavorables: les différents scénarios établis pour les prochaines décennies indi-

quent un net accroissement des précipitations en période hivernale ainsi qu'une augmentation globale de la température, ce qui va entraîner une augmentation généralisée des pluies (OcCC, 2001). A cela, s'ajoute également une augmentation probable de la fréquence des fortes précipitations ainsi qu'une pluviosité plus variable d'une année à l'autre. Le chapitre 6 traitera plus en détail de ces pronostics pour le 21ème siècle et de leur influence sur l'activité du glissement.

### 4.9.2. Travaux d'assainissement

Suite à l'accélération de 1999, des mesures d'assainissement ont été entreprises par les bureaux Philipona & Brügger et Geotest SA, d'abord dans la partie inférieure du glissement, puis sur l'ensemble du bassin versant. Au total, environ 40 km de drainages ont été exécutés et les principaux cours d'eau ont été en partie réaménagés. Il est difficile d'évaluer l'efficacité de ces travaux car on ne bénéficie pas d'un recul suffisant par rapport à ces mesures qui sont très récentes. De plus, certaines propriétés du terrain ont pu se modifier naturellement à la suite de cette accélération, notamment au niveau de la topographie et du système d'écoulements souterrains. Néanmoins, les mesures de déplacement indiquent globalement un ralentissement des vitesses (Fig. 4.27a), ce qui laisse entrevoir la possibilité d'un effet positif des travaux d'assainissement sur la stabilité du versant.

L'exécution des drainages a débuté immédiate-ment après l'accélération de 1999 car il fallait intervenir au plus vite pour tenter de sécuriser le quartier de Gerendacherli déjà très affecté. Mais comme aucune étude hydrologique sérieuse n'avait été entreprise au préalable, les travaux ont été réalisés sur l'ensemble du bassin versant afin d'assurer un drainage complet. Etant donné le contexte d'urgence, il était logique d'entreprendre de telles mesures. Cependant, les connaissances actuelles sur le système hydrologique et les réseaux d'écoulements souterrains permettraient de réaliser des travaux plus ciblés. Un réseau de drainage moins étendu aurait non seulement l'avantage d'abaisser les coûts des ouvrages d'exécution mais aussi de diminuer les travaux d'entretien indispensables pour le bon fonctionnement des drains à moyen terme, surtout en zones instables où ils sont forte-ment endommagés par les mouvements de terrain. C'est donc au sein même de la masse en glissement que les drainages auraient dû être évités, ou du moins allégés, car le déplacement des drains pourrait créer, à moyen terme, des zones de rétention d'eau propi-
ces aux infiltrations ponctuelles. De plus, le matériel argilo-silteux qui compose cette masse privilégie naturellement le ruissellement de surface aux dépens des infiltrations. La seule région du glissement où les drainages pourraient s'avérer bénéfiques est la zone frontale qui est composée d'un matériel un peu plus grossier et caractérisée par des mouvements plus lents (Fig. 4.14). En revanche, le drainage des secteurs périphériques est sans aucun doute nécessaire, et plus particulièrement ceux de la partie supérieure du bassin versant qui sont les plus impliqués dans l'alimentation du glissement en eaux souterraines. On pense notamment aux secteurs du Hohmattli, du Col, d'Aettenberg et d'Udrischa qui alimentent les couloirs supérieurs, ainsi que ceux de Lengmoos et de Nussbaumerli qui participent activement à la recharge de la zone de transit et du front du glissement (Chap. 4.4.4; Fig. 4.2).

Une deuxième mesure d'assainissement envisageable concerne l'aquifère artésien situé en pied de glissement (Chap. 4.4.4). Il serait possible d'extraire cette eau sous pression au moyen de puits ou de forages horizontaux. Toutefois, ces mesures sont très onéreuses et leur effet sur la stabilité du glissement est incertain car, d'une part l'influence des pressions artésiennes n'est pas bien définie et, d'autre part, même si cet aquifère joue un rôle sur l'activité du glissement, il est peu probable qu'il en constitue le moteur principal. En effet, comme l'ont démontré les mesures de déplacements, les mouvements actuels ne sont pas récurrents mais se propagent d'amont en

aval, ce qui signifie que les accélérations prennent naissance dans les couloirs supérieurs du glissement et non pas au front. Dès lors, une diminution des pressions artésiennes ne pourraient en aucun cas stabiliser le versant mais tout au plus abaisser quelque peu les vitesses en son pied. Il serait alors préférable, avant d'engager ce type d'ouvrage, d'effectuer une étude géotechnique afin de déterminer quelle réelle influence les pressions artésiennes exercent sur la masse active.

### 4.9.3. Mesures de surveillance

Bien que le glissement soit actuellement peu actif, rien ne permet d'affirmer qu'il ne va pas subir de nouvelles accélérations. Au contraire, les prévisions climatiques à moyen terme sont plutôt défavorables et il serait très imprudent de spéculer sur l'efficacité des travaux de drainages pour négliger le suivi. Il est donc indispensable de poursuivre les mesures de déplacements, et notamment les enregistrements du DICLAS-Udrischli, qui constituent une donnée fiable de l'activité de la zone de transit, et les mesures au théodolite laser qui, réalisées régulièrement, donnent une indication précise sur l'évolution des mouvements de la partie inférieure du glissement. Pour parfaire la surveillance du site, il serait également utile de réaliser des mesures ponctuelles au GPS (une campagne par année en période calme), en sélectionnant une quinzaine de points répartis sur l'ensemble du glissement.

*****
<figure><img src="image_60.png" /></figure>
# 5 - AUTRES SITES

## 5.1. GLISSEMENT DE VILLARBENEY

### 5.1.1. Situation et description du glissement

Le glissement de Villarbeney est situé au front des Préalpes fribourgeoises, sur la rive est du lac de la Gruyère (coordonnées moyennes du glissement: 575.600/164.740; Fig. 4.1). Il prend naissance vers 1300 m d'altitude, entre Bifé Dessous et Gros Rosé, et s'étend jusqu'en bordure de la route cantonale reliant les villages de Villarbeney et Villarvolard, à environ 740 m d'altitude (Fig. 5.1). Avec une longueur de plus de 1.8 km et une largeur variant entre 100 et 800 m, sa superficie avoisine 1 km². La pente s'adoucit graduellement d'amont en aval, en passant de plus de 40 % au niveau des niches d'arrachement à environ 10 % au pied du glissement. Plus du 50 % de la surface du glissement est boisé, le reste étant occupé par des pâturages. Hormis quelques chalets d'alpage, aucune habitation majeure n'est implantée sur le glissement proprement dit et les risques occasionnés par les mouvements concernent surtout la route cantonale. Néanmoins, plusieurs résidences de la partie amont du village de Villarbeney sont menacées par des mouvements de terrain annexes, développés à proximité du glissement principal; malgré le danger qu'ils représentent, ces phénomènes ne sont pas intégrés dans cette étude car leur activité est indépendante de celle du glissement principal.

Le glissement de Villarbeney comporte deux couloirs, situés de part et d'autre d'une lentille résistante, qui se rejoignent pour former la langue frontale sud (Fig. 5.1; Ann. 13 et 14A). Le couloir nord débute vers 1100 m d'altitude, au pied de multiples niches d'arrachement accrochées au versant. Ces niches démontrent l'activité de nombreuses chutes de pierres et de blocs ainsi que des phénomènes d'instabilité superfi-

cielle. Les mouvements ne sont toutefois pas conséquents, contrairement à la zone de transit qui, elle, est très active (Ann. 14B). La partie inférieure du glissement dessine un relief convexe caractéristique d'une zone d'accumulation. Le couloir nord se divise en deux langues distinctes à l'amorce de cette zone frontale, caractérisée par la présence de multiples lobes d'activité et de profondeur variables, le plus spectaculaire étant situé quelques mètres en amont de la route cantonale, à l'extrémité de la langue sud (Fig. 5.1; Ann. 13 et 14A). Le couloir sud, quant à lui, débute vers 980 m d'altitude et se poursuit vers l'aval jusque vers 850 m, où il débouche sur la langue frontale sud, rejoignant ainsi le couloir nord. Le couloir sud est concerné par des vitesses de déplacement élevées tout au long de son parcours. Celles-ci vont néanmoins décroître progressivement vers l'aval.

Les plans de glissement actuels ne sont pas aussi profonds que ceux du glissement du Hohberg. Le forage F1 met en évidence une surface de cisaillement à environ 14 m de profondeur, tandis que les forages F2 et F3 indiquent la présence d'une surface similaire à environ 5-6 m de profondeur (UNIFR, 1978b; Fig. 5.1). Quant au forage F0, situé dans la zone de transit du couloir nord, une surface de glissement a été reconnue à 7 m de profondeur (EPFL, 1980).

### 5.1.2. Contexte géologique et descriptions lithologiques

Le site de Villarbeney, de par sa position au front des Préalpes, est concerné par diverses unités tectoniques (Fig. 5.1; Ann. 16) présentant un agencement structural complexe (PASQUIER, in press). La partie supérieure du glissement est représentée par plusieurs formations mésozoïques appartenant à l'Ultrahelvé-
<figure><img src="image_61.png" /><figcaption>Fig.5.1 Local tectonic context of the Villarbeney landslide area.</figcaption></figure>

tique. Cette série apparaît sous la forme d'une succession de plis très resserrés d'orientation est-ouest. L'Ultrahelvétique repose sur le Mélange Infrapréalpin Frontal qui occupe toute la partie intermédiaire du glissement. Enfin, sous cette zone de mélange se trouvent les écailles de la Molasse subalpine, représentée dans la région de Villarbeney par le Formation de Cucloz (Molasse Marine Inférieure – UMM), datant de l'Oligocène inférieur à moyen (PASQUIER, in press).

### Ultrahelvétique

L'Ultrahelvétique peut être divisé en trois unités, lithologiquement très distinctes: Oxfordien inférieur; Oxfordien moyen - supérieur et Malm; Crétacé inférieur (ACKERMANN, 1980). L'Oxfordien inférieur est composé très majoritairement de marnes dans lesquelles peuvent s'intercaler quelques bancs de calcaires argileux. Cette séquence atteint environ 100 m d'épaisseur dans la région de Bifé Dessous mais son comportement très ductile a provoqué localement
des redoublements la rendant parfois plus imposante (ACKERMANN, 1980). Quelques affleurements sont visibles dans certaines dépressions de la région Bifé Dessous - Gros Rosé, autrement dit, au cœur des niches d'arrachement qui dominent le couloir nord. La seconde unité (Oxfordien moyen - supérieur et Malm) est une série exclusivement calcaire. Elle s'étend sur près de 110 m d'épaisseur en révélant d'abord un niveau de calcaires noduleux associés à des calcaires lités, suivi d'une succession monotone de bancs décimétriques de calcaires plaquetés (GUILLAUME, 1957). Cette séquence très rigide forme des reliefs accentués et affleure le plus souvent en falaise. Sa fracturation peut être localement très intense, favorisant ainsi le développement de phénomènes de chutes et la formation d'éboulis. Le Crétacé inférieur est constitué d'une alternance de marnes et de calcaires, ces derniers étant le plus souvent argileux ou gréseux. L'épaisseur de cette unité avoisine les 200 m dans la région de Villarbeney mais les affleurements sont localisés uniquement au cœur du synclinal qui surplombe le glissement.

### Mélange Infrapréalpin frontal

Cette unité tectonique est définie par un faciès de type mélange comportant une matrice tendre constituée de marnes silto-argileuses sombres, enrobant des éléments de taille variable se rattachant principalement à l'Ultrahelvétique. Ce mélange est daté par l'intermédiaire de l'âge des plus jeunes lentilles présentes, à savoir le Priabonien (PASQUIER, in press). Hormis quelques affleurements mis à nu par l'érosion des cours d'eau, cette unité est masquée par une couverture quaternaire omniprésente.

### Molasse subalpine (Fm de Cucloz, UMM)

Cette formation est de type détritique turbiditique, composée de trois faciès distincts: les marnes grises, les "schistes marno-micacés" et les grès de Cucloz (PASQUIER, in press). Sur le site de Villarbeney, elle est entièrement dissimulée sous les dépôts quaternaires.

Les dépôts quaternaires sont représentés par les moraines, les éboulis, les dépôts de pente et le matériel de glissement (Ann. 16):

- Les dépôts morainiques reposent sur le Mélange Infrapréalpin Frontal. Leur matériel provient du glaçier local et se compose de roches préalpines affleurant dans les environs (ACKERMANN, 1980). Les éléments, de diamètres variables, sont englobés dans une matrice à dominance sableuse.

- Sous les parois de Malm se trouvent d'importants cônes d'éboulis comportant des blocs centimétriques à métriques, de l'Oxfordien moyen, supérieur et Malm, et, plus rarement, du Crétacé inférieur. Ces éboulis sont généralement dépourvus de matrice et par conséquent plus perméables que les dépôts morainiques.

- Les dépôts de pente sont représentés par des colluvions ou des cônes de déjection, composés essentiellement de limons sableux ou de sables limoneux riches en graviers et en blocs. Ils sont situés sur des pentes à déclivité moyenne, le plus souvent en marge du glissement. Ils diffèrent du matériel de glissement surtout par une teneur en argile plus faible qui se traduit par une perméabilité sensiblement plus élevée.

- Le matériel de glissement est composé essentiellement d'un ensemble très hétérogène de dépôts gravitaires et de moraines remaniées se manifestant le plus souvent sous la forme d'une matrice silto-argileuse englobant un volume variable de graviers, de pierres et de blocs. Cette composition confère au matériel de glissement une perméabilité très faible. La profondeur moyenne de cet ensemble est estimée à une vingtaine de mètres, passant de 8 m au niveau de la zone de transit (F0) à près de 40 m dans la partie supérieure du front du glissement (F1; Fig. 5.1). Les plans de glissement, reconnus au droit des forages F0, F1, F2 et F3 par l'intermédiaire de mesures inclinométriques, sont situés au sein même de ce matériel (UNIFR, 1978b; EPFL, 1980)

### 5.1.3. Historique et état des connaissances

Depuis 1969, les autorités fribourgeoises se préoccupent du glissement du Villarbeney et, en 1978, la Préfecture de District de la Gruyère a mandaté l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg pour une étude géologique et géotechnique détaillée. Les travaux se sont réalisés sur une période de trois ans, en étroite collaboration avec l'EPFL (Laboratoire de Mécanique des Sols et les Instituts de Géodésie et Mensuration, de Géologie et de Photogrammétrie) et le Centre d'Hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel. Le volume des recherches effectuées en été 1979 déjà, a permis la rédaction d'un rapport intermédiaire (UNIFR, 1979), accompagné notamment par une carte de stabilité du glissement ainsi que par divers rapports de détail. Les travaux se sont poursuivis jusqu'en 1980 et l'ensemble des résultats a été synthétisé dans un rapport final (UNIFR, 1982). Les
différents travaux réalisés au cours de cette période 1978-1980 sont résumés dans l'annexe 15. Suite à cela, quelques investigations ont été reconduites dans le cadre du projet de l'EPFL "Détection et Utilisation des Terrains Instables" (EPFL, 1985).

### 5.1.4. Hydrologie et hydrogéologie

Au cours du printemps 1999, une carte des points d'eau a été établie, caractérisant le bassin versant hydrographique du glissement de Villarbeney (Ann. 16). En tout 41 exutoires ont été recensés, dont 36 sources et 5 captages. La majorité des sources sont situées dans la partie supérieure et intermédiaire du secteur d'étude, entre Biffé Dessus et Les Baumes (Fig. 5.1). Une partie d'entre elles apparaissent au sein des éboulis ou du matériel de glissement mais la plupart surgissent, par effet de débordement, juste au

contact avec le matériel de glissement très peu perméable. La partie inférieure du secteur cartographié est, quant à elle, marquée par une faible densité de sources et très peu d'humidité. Ce relatif assèche-ment résulte sans doute de l'activité d'anciennes tranchées drainantes et de la mise en place de plusieurs captages.

#### Analyses physiques et chimiques des exutoires

Lors du levé cartographique, des mesures de débit, de conductivité et de température ont été réalisées simultanément à chaque exutoire. Des mesures systématiques de conductivité ont également été entreprises le long des principaux cours d'eau afin de déceler d'éventuelles infiltrations ou exfiltrations. Ce procédé a permis de mettre en évidence une source fortement minéralisée (source n°24) qui alimente directement un ruisseau dans le secteur du Rojé (Ann. 16). Suite

<table><thead><tr><th rowspan="2">Outlet</th><th>Cond 20°C</th><th>Temp.</th><th>Vol. flow</th><th>Total hard.</th><th colspan="2">Na</th><th colspan="2">K</th><th colspan="2">Mg</th><th colspan="2">Ca</th></tr><tr><th>[µS/cm]</th><th>[°C]</th><th>[l/mn]</th><th>[mg/l CaCO3]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>370</td><td>8.8</td><td>12</td><td>196.00</td><td>1.43</td><td>0.06</td><td>0.78</td><td>0.02</td><td>10.92</td><td>0.90</td><td>60.75</td><td>3.03</td></tr><tr><td>2</td><td>452</td><td>7.5</td><td>20</td><td>223.20</td><td>6.10</td><td>0.27</td><td>0.71</td><td>0.02</td><td>8.69</td><td>0.71</td><td>75.14</td><td>3.75</td></tr><tr><td>3</td><td>450</td><td>7.7</td><td>8</td><td>228.00</td><td>4.84</td><td>0.21</td><td>0.76</td><td>0.02</td><td>6.57</td><td>0.54</td><td>83.49</td><td>4.17</td></tr><tr><td>4</td><td>412</td><td>8.3</td><td>10</td><td>223.00</td><td>2.35</td><td>0.10</td><td>0.77</td><td>0.02</td><td>4.35</td><td>0.36</td><td>82.54</td><td>4.12</td></tr><tr><td>7</td><td>491</td><td>8.9</td><td>10</td><td>257.60</td><td>1.72</td><td>0.07</td><td>0.77</td><td>0.02</td><td>3.28</td><td>0.27</td><td>101.30</td><td>5.05</td></tr><tr><td>13</td><td>450</td><td>8.9</td><td>1.5</td><td>236.00</td><td>3.32</td><td>0.14</td><td>0.54</td><td>0.01</td><td>2.92</td><td>0.24</td><td>94.46</td><td>4.71</td></tr><tr><td>14</td><td>435</td><td>7.9</td><td>8</td><td>219.40</td><td>8.32</td><td>0.36</td><td>1.16</td><td>0.03</td><td>7.99</td><td>0.66</td><td>74.18</td><td>3.70</td></tr><tr><td>16</td><td>516</td><td>10.4</td><td>9</td><td>270.00</td><td>2.15</td><td>0.09</td><td>0.97</td><td>0.02</td><td>3.30</td><td>0.27</td><td>108.35</td><td>5.41</td></tr><tr><td>22</td><td>523</td><td>11.6</td><td>9</td><td>272.60</td><td>1.12</td><td>0.05</td><td>0.38</td><td>0.01</td><td>2.63</td><td>0.22</td><td>110.24</td><td>5.50</td></tr><tr><td>24</td><td>1308</td><td>8.7</td><td>1</td><td>742.00</td><td>7.92</td><td>0.34</td><td>1.40</td><td>0.04</td><td>8.25</td><td>0.68</td><td>299.03</td><td>14.92</td></tr><tr><td>28</td><td>427</td><td>9</td><td>7</td><td>214.60</td><td>7.16</td><td>0.31</td><td>0.73</td><td>0.02</td><td>8.27</td><td>0.68</td><td>72.21</td><td>3.60</td></tr><tr><td>29</td><td>530</td><td>9.3</td><td>6</td><td>275.80</td><td>5.17</td><td>0.22</td><td>1.05</td><td>0.03</td><td>5.68</td><td>0.47</td><td>103.66</td><td>5.17</td></tr><tr><td>31</td><td>514</td><td>9</td><td>15</td><td>261.40</td><td>6.37</td><td>0.28</td><td>0.74</td><td>0.02</td><td>7.53</td><td>0.62</td><td>91.09</td><td>4.55</td></tr><tr><td>39</td><td>498</td><td>8.5</td><td>10</td><td>240.40</td><td>11.68</td><td>0.51</td><td>1.04</td><td>0.03</td><td>13.04</td><td>1.07</td><td>75.09</td><td>3.75</td></tr><tr><td>41</td><td>411</td><td>8.5</td><td>7</td><td>203.00</td><td>9.20</td><td>0.40</td><td>0.67</td><td>0.02</td><td>9.69</td><td>0.80</td><td>62.20</td><td>3.10</td></tr><tr><td>42</td><td>573</td><td>8.2</td><td>6</td><td>279.40</td><td>4.53</td><td>0.20</td><td>0.83</td><td>0.02</td><td>4.21</td><td>0.35</td><td>114.45</td><td>5.71</td></tr><tr><td>46</td><td>385</td><td>6.4</td><td>20</td><td>197.20</td><td>4.24</td><td>0.18</td><td>0.42</td><td>0.01</td><td>2.16</td><td>0.18</td><td>74.54</td><td>3.72</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Fig. 5.2 Major ions concentrations of Villarbeney main outlets, sampled at low water regime (19.10.2000).</caption><thead><tr><th rowspan="2">Outlet</th><th colspan="2">CI</th><th colspan="2">NO3</th><th colspan="2">SO4</th><th colspan="2">HCO3</th><th colspan="2">Tot. Salinity</th><th rowspan="2">Ion balance [%]</th></tr><tr><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th><th>[mg/l]</th><th>[meq/l]</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>0.89</td><td>0.02</td><td>1.50</td><td>0.02</td><td>30.24</td><td>0.63</td><td>203.44</td><td>3.33</td><td>309.94</td><td>8.02</td><td>-0.3</td></tr><tr><td>2</td><td>0.87</td><td>0.02</td><td>3.46</td><td>0.06</td><td>24.29</td><td>0.51</td><td>265.05</td><td>4.34</td><td>384.31</td><td>9.68</td><td>-2.4</td></tr><tr><td>3</td><td>0.71</td><td>0.02</td><td>1.84</td><td>0.03</td><td>15.66</td><td>0.33</td><td>275.72</td><td>4.52</td><td>389.59</td><td>9.83</td><td>0.2</td></tr><tr><td>4</td><td>0.76</td><td>0.02</td><td>1.04</td><td>0.02</td><td>6.82</td><td>0.14</td><td>297.38</td><td>4.87</td><td>396.00</td><td>9.65</td><td>-4.9</td></tr><tr><td>7</td><td>1.46</td><td>0.04</td><td>1.36</td><td>0.02</td><td>5.14</td><td>0.11</td><td>316.29</td><td>5.18</td><td>431.31</td><td>10.77</td><td>0.4</td></tr><tr><td>13</td><td>0.76</td><td>0.02</td><td>0.24</td><td>0.00</td><td>10.38</td><td>0.22</td><td>290.67</td><td>4.76</td><td>403.29</td><td>10.12</td><td>1</td></tr><tr><td>14</td><td>1.84</td><td>0.05</td><td>0.74</td><td>0.01</td><td>23.70</td><td>0.49</td><td>262.30</td><td>4.30</td><td>380.23</td><td>9.61</td><td>-1.2</td></tr><tr><td>16</td><td>0.98</td><td>0.03</td><td>0.79</td><td>0.01</td><td>5.91</td><td>0.12</td><td>335.20</td><td>5.49</td><td>457.64</td><td>11.45</td><td>1.1</td></tr><tr><td>22</td><td>6.94</td><td>0.20</td><td>0.09</td><td>0.00</td><td>5.57</td><td>0.12</td><td>325.74</td><td>5.34</td><td>452.70</td><td>11.43</td><td>1.1</td></tr><tr><td>24</td><td>1.01</td><td>0.03</td><td>0.61</td><td>0.01</td><td>528.42</td><td>11.00</td><td>267.18</td><td>4.38</td><td>1113.81</td><td>31.40</td><td>1.8</td></tr><tr><td>28</td><td>0.81</td><td>0.02</td><td>2.54</td><td>0.04</td><td>31.18</td><td>0.65</td><td>246.44</td><td>4.04</td><td>369.32</td><td>9.36</td><td>-1.9</td></tr><tr><td>29</td><td>0.92</td><td>0.03</td><td>1.21</td><td>0.02</td><td>51.01</td><td>1.06</td><td>289.14</td><td>4.74</td><td>457.85</td><td>11.74</td><td>0.2</td></tr><tr><td>31</td><td>0.83</td><td>0.02</td><td>4.24</td><td>0.07</td><td>34.34</td><td>0.71</td><td>302.26</td><td>4.95</td><td>447.40</td><td>11.22</td><td>-3.3</td></tr><tr><td>39</td><td>0.96</td><td>0.03</td><td>2.17</td><td>0.04</td><td>51.17</td><td>1.07</td><td>265.96</td><td>4.36</td><td>421.11</td><td>10.84</td><td>-1.5</td></tr><tr><td>41</td><td>0.78</td><td>0.02</td><td>2.88</td><td>0.05</td><td>37.76</td><td>0.79</td><td>224.48</td><td>3.68</td><td>347.66</td><td>8.85</td><td>-2.9</td></tr><tr><td>42</td><td>0.91</td><td>0.03</td><td>3.13</td><td>0.05</td><td>34.27</td><td>0.71</td><td>338.86</td><td>5.55</td><td>501.18</td><td>12.62</td><td>-0.9</td></tr><tr><td>46</td><td>0.53</td><td>0.01</td><td>2.94</td><td>0.05</td><td>7.13</td><td>0.15</td><td>247.66</td><td>4.06</td><td>339.62</td><td>8.36</td><td>-2.7</td></tr></tbody></table>
à cela, les exutoires les plus importants, en terme de débit, ont été sélectionnés pour une analyse chimique des ions majeurs (Fig. 5.2); la campagne d'échantillonnage a eu lieu en octobre 2000, en période d'étiage. Une campagne supplémentaire en régime de hautes eaux était également prévue mais, faute de temps, n'a pu se réaliser.

La fiabilité des analyses a été contrôlée à l'aide du calcul de la balance ionique qui a révélé un résultat favorable pour l'ensemble des exutoires échantillonnés, à savoir des valeurs inférieures à 5 % (Fig. 5.2). Globalement, les analyses font clairement ressortir un caractère bicarbonaté calcique, typique d'écoulements en milieu calcaire. Seuls deux exutoires se distinguent très nettement des autres d'un point de vue hydrochimique: la source 24, dont la très forte teneur en calcium et en sulfate indique un transit au travers de roches gypseuses (probablement une lentille du Mélange Infrapréalpin Frontal; Fig. 5.2, 5.3 et Ann. 16), et le captage 22 qui présente une concentration élevée en chlorures, résultant probablement du déversement de substances agricoles (engrais ou pesticides). Néanmoins, en observant plus finement les propriétés chimiques des eaux échantillonnées, des variations apparaissent également sur les autres exutoires du bassin versant. Deux exemples qui mettent en relation les teneurs en sulfates et en magnésium avec la salinité totale illustrent ces variations (Fig. 5.4). Bien que la répartition des valeurs ne permette pas de déterminer des familles hydrochimiques distinctes, il est possible d'établir un lien entre différents exutoires. On relève notamment une analogie entre les sources 1, 2, 14, 28, 39 et 41 riches en magnésium et en sulfates et les exutoires 3, 4, 7, 13, 16 et 22 qui, à l'inverse, en sont appauvris (Ann. 16). Le premier groupe est représenté exclusivement par des sources émergeant au sein des éboulis, disposés le long des pentes entre Biffé Dessous et Gros Commun (Fig. 5.1). En revanche, le deuxième groupe est plus disséminé avec trois exutoires au niveau des niches d'arrachement du secteur Rojé (3 4 et 7) et trois autres au cœur du matériel de glissement, dont deux localisés dans la partie frontale (16 et 22). Etant donné la distance qui les sépare, un lien direct entre ces exutoires suppose un système d'écoulement franchement souterrain situé en dessous de la masse en glissement.

<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>**Fig. 5.3** Hydrochemical characterization of Villarbeney main outlets in Schoeller diagram.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>**Fig. 5.4** Hydrochemical analyses of main outlets of the Villarbeney landslide, sampled at low water regime (19.10.2000): relationship between Mg and SO4 concentrations and the total salinity.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_64.png" /></figure>
Mais vu la complexité tectonique locale et surtout la
grande variation lithologique, ce lien est peu proba-
ble car les eaux auraient subi des changements chimi-
ques significatifs au cours de leur trajet. Par ailleurs,
comme seule une campagne de terrain a été effec-
tuée, la variabilité des propriétés physico-chimiques
de chaque exutoire n'a pas été observée et, par consé-
quent, il est difficile de se prononcer sur le temps
de séjour et le type d'écoulement. Pour pallier cela,
les propriétés de certaines sources ont été corrélées
avec des analyses entreprises par ACKERMANN (1980)
20 ans auparavant (Ann. 17 et 18). Cette approche a
permis d'évaluer les variations hydrochimiques appa-
raissant entre les régimes de basses et hautes eaux
(Fig. 5.5). Les résultats, établis sur la base des valeurs
de conductivité et de température, démontrent que
seules deux sources peuvent être considérées comme
stables, donc potentiellement issues d'écoulements
souterrains. Il s'agit des sources 4 et 7 dont les varia-
tions de conductivité et de température n'excèdent
pas les 10 % entre basses et hautes eaux. En revan-
che, la source 13 est très variable, indiquant plutôt un
écoulement de type hypodermique. Il est donc diffi-
cile d'avancer une hypothèse quant à l'existence d'un
lien entre les exutoires du deuxième groupe (3, 4, 7,
13, 16 et 22), d'autant plus qu'il n'a pas été possible
d'étudier la variabilité des eaux des captages 16 et 22.

<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>**Fig. 5.5** Conductivity and temperature variability of main outlets of the Villarbeney slope, corresponding to the difference (in %) between the highest and lowest values measured in 1980. For outlets location, see annexe 16.</figcaption></figure>

**5.1.5. Mesures de déplacement**

En 1977, un réseau géodésique a été mis en place
par l'Institut de Géodésie et Mensuration de l'EPFL.

En tout, une cinquantaine de points ont été implantés
sur l'ensemble du glissement mais, par souci de lisib-
ilité, seuls 12 ont été retenus dans cette étude. Les
mesures des déplacements, effectuées à l'aide de la
méthode de triangulation et de polygones, ont été réalis-
ées entre juillet 1977 et août 1980 au rythme d'une
campagne par année. Toutefois, quelques points ont
fait l'objet d'une mesure supplémentaire en automne
1978 lors d'une campagne intermédiaire (Ann. 19).
Sur l'ensemble des campagnes, aucune série de mesu-
res n'a été soumise à un calcul d'erreur permettant
d'évaluer la précision des résultats. Cependant, les
intervalles de mesures sont suffisamment espacés et
les vitesses suffisamment élevées pour accepter les
valeurs sans avoir connaissance des imprécisions.
Les résultats, illustrés par une série de trois cartes
des vitesses, représentent l'évolution spatiale et temp-
orelle de l'activité du glissement selon un intervalle
de mesure annuel (Fig. 5.6).

Evolution spatiale

Le couloir nord est caractérisé dans sa partie
supérieure par des vitesses relativement faibles (points
203 et 205). Ces dernières augmentent ensuite vers
l'aval pour atteindre leur paroxysme au niveau de
la zone de transit où le glissement se resserre for-
tement (points P1.2, P2.3 et 211). A l'amorce de la
zone frontale, les vitesses diminuent drastiquement
suite à l'étalement du glissement (points 1212, 1214
et P3.1). Ce ralentissement n'est par contre pas con-
servé jusqu'au pied du glissement car, face à une
légère augmentation de la déclivité de la pente,
la zone intermédiaire du front de glissement subit
une ré-accélération (points 1205, 1216 et QS12). A
l'approche du pied de glissement, les vitesses vont
ensuite décroître rapidement, du moins en ce qui
concerne la partie nord (points 501, 503 et 504),
car, au niveau de la langue sud, le ralentissement est
beaucoup moins marqué (point 72). Cette variation
latérale d'activité est sans doute occasionnée par le
fait que la partie nord est influencée uniquement par
le couloir nord alors que la langue sud est alimentée
à la fois par le couloir nord et sud (Fig. 5.1). En
revanche, très peu de données permettent d'évaluer
l'activité du couloir sud si ce n'est un point de mesure
situé à la sortie de la zone de transit (point 1206).
Comparativement à l'ensemble du glissement, les
vitesses enregistrées dans ce secteur sont moyennes,
mais il est légitime de supposer que plus en amont,
au niveau du resserrement de la zone de transit, les
vitesses soient plus importantes.
<figure><img src="image_66.png" /></figure>

<figure><img src="image_67.png" /></figure>

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

<figure><img src="image_69.png" /><figcaption>**Fig. 5.6** Synthetic maps showing spatial distribution and temporal evolution of Villarbeney landslide velocities. The data stem from geodetic measurements carried out by EPFL (1981). Detailed values are given in annexe 19.</figcaption></figure>
Evolution temporelle

Les vitesses les plus élevées ont été mesurées au cours de la période 1977-1978 dans la zone de transit du couloir nord, notamment au niveau du point P2.3 qui révèle une valeur moyenne annuelle de plus de 3 m/an. Durant l'année suivante, à savoir 1978-1979, un ralentissement s'est généralisé sur l'ensemble du glissement. Selon le secteur, les vitesses sont 3 à 8 fois plus faibles que celles enregistrées l'année précédente, la diminution la plus frappante étant observée au niveau du point P3.1 où la vitesse passe de 85 cm/an à moins de 10 cm/an. Entre 1979 et 1980, l'évolution de l'activité n'est pas uniforme sur l'ensemble du versant. En effet, si l'on note une légère augmentation des vitesses dans toute la partie frontale du glissement, les valeurs mesurées dans la partie amont montre une tendance inverse. Il est difficile d'avancer une explication concernant cette évolution étant donné que l'on ne dispose pas de mesures géodésiques intermédiaires.

Plus récemment, des mesures de déplacement au laser Disto™ ont été effectuées par nos soins dans deux secteurs du glissement (Fig. 5.7 et Ann. 20);

<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>Fig. 5.7 Villarbeney landslide velocities measured with a laser Disto™ device between 19 June and 18 October 2000 (Detailed values are given in annexe 20).</figcaption></figure>

trois points ont été implantés dans la zone de transit du couloir nord (points 1a, 1b et 2) et deux autres à la sortie du couloir sud (points 4 et 5). Les mesures ont été réalisées lors de deux campagnes de terrain qui ont eu lieu respectivement le 19 juin et le 18 octobre 2000. Les résultats révèlent pour cette période une activité quasi nulle au niveau du couloir nord alors que les vitesses enregistrées aux points 4 et 5 indiquent des valeurs de l'ordre de 20 cm/an pour le couloir sud. La cause de cette différence d'activité est cependant indéterminée. Il est néanmoins possible que la passivité du couloir nord émane d'une modification du système hydrogéologique car, si l'on compare les réseaux hydrographiques des années 1980 et 2000 (Ann. 16 et 17), il apparaît clairement que des changements importants se sont produits au cours des ces 20 dernières années.

5.1.6. Analyse dendrogéomorphologique

Une méthode d'analyse dendrogéomorphologique a été développée spécifiquement pour ce projet, dans le but d'interpréter au mieux l'évolution des glissements profonds (> 10m) au cours du siècle passé. Les différentes étapes ainsi que les termes utilisés sont décrits en détail dans le chapitre 2 "Dendrogéomorphologie".

Sur le site de Villarbeney, 10 échantillons de bois ont été prélevés sur des épicéas (Picea abies) actuels sous la forme de rondelles entières. La campagne d'échantillonnage a eu lieu le 3 janvier 2002 et s'est concentrée sur deux secteurs distincts du glissement (Fig. 5.8); 6 échantillons ont été récoltés dans la zone de transit du couloir nord (zone 1) et quatre autres dans la partie amont de la langue sud (zone 2), là où convergent les deux couloirs. Comme aucun échantillon "non perturbé" n'a été prélevé, le calage dendrochronologique a été réalisé en comparant mutuellement les épaisseurs moyennes des cernes de chaque échantillon (ligne m, Fig. 2.4). Les résultats n'ont révélé la présence d'aucun faux cerne ou cerne manquant et tous les arbres ont pu être datés (Ann. 21). Tous les échantillons ont ensuite été soumis à l'analyse des bois de compression et de l'excentricité. Les résultats sont illustrés par deux types de graphiques (Fig. 5.9) mettant en évidence, d'une part, l'évolution générale de l'activité du glissement (type A; Chap. 2.6.1) et, d'autre part, l'intensité des accélérations (type B; Chap. 2.6.2).

La zone 1, qui représente le couloir nord, montre une activité relativement faible durant la période
antérieure à 1950. Par la suite, l'activité augmente; d'abord légèrement durant quelques années, puis beaucoup plus fortement entre 1955-1960. Des accélérations très importantes vont alors se succéder jusqu'au milieu des années 1970, avant de diminuer progressivement d'intensité. Au cours des années 1990, le couloir nord est caractérisé par des accélérations de très faible ampleur.

Les échantillons prélevés dans la zone 2 représentent l'activité conjuguée des couloirs nord et sud (Fig. 5.1 et 5.8). Une comparaison avec les résultats obte-nus dans la zone 1 permet alors d'évaluer l'influence de l'activité du couloir sud. Globalement, l'évolution générale de l'activité des deux secteurs est plus ou moins comparable, avec la période antérieure à 1950 relativement calme et la deuxième partie du siècle plus active. En revanche, l'intensité des accélérations diffère très nettement entre les deux secteurs. En effet, si les accélérations du couloir nord tendent à diminuer d'intensité, celles du couloir sud restent sou-tenues jusqu'à la fin du 20ème siècle. Cette divergence concorde avec les résultats des mesures laser effec-tuées au cours de l'année 2000; elles signalent des déplacements notoires au niveau de la zone 2 (envi-ron 20 cm/an entre juin et octobre) alors qu'aucun mouvement n'est observé dans la zone de transit du couloir nord. Si l'on admet l'hypothèse formulée plus haut concernant une modification du système hydro-géologique comme responsable de cette diminution d'activité (Chap. 5.1.5), on peut supposer que les

<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>Fig.5.8 Location of the Villarbeney trees sampled for dendro-geomorphological analyses.</figcaption></figure>

Type A - ACTIVITY

(compression wood analysis, crescendo & constant)

<figure><img src="image_72.png" /></figure>

Type B - ACCELERATION

(combined analysis: compression wood & eccentricity)

<figure><img src="image_73.png" /></figure>

<figure><img src="image_74.png" /></figure>

<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>**Fig. 5.9** Relative activity and acceleration of the Villarbeney landslide (zone 1 and 2), between 1921 and 2001, deduced from dendrogeomorphological analyses. **Type A** shows, for each year, the percentage of disturbed trees presenting compression wood ("crescendo & constant"). **Type B** shows, for each year and in percent, the number of disturbed trees with anomaly increase multiplied by an intensity coefficient (Chap. 2).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_76.png" /></figure>
principaux changements ont eu lieu vers la fin des années 1980, là où l'intensité des accélérations du couloir nord diminuent le plus sévèrement.

### 5.1.7. Analyse climatologique

Le choix des paramètres climatiques et le type d'analyse sont conformes à l'étude réalisée sur le glissement du Hohberg (Chap. 4.7). Les paramètres de base utilisés sont donc les mesures de précipitations et de températures, à partir desquelles les précipitations efficaces, les chutes de pluie et de neige ont été calculées. Les données locales de précipitations et de températures sont fournies par la station ISM de Broc (n° 5670), distante de 2.5 km du glissement de Villarbeney. Néanmoins, cette station n'étant opérationnelle que depuis 1969, il a été nécessaire d'avoir recours à d'autres stations plus éloignées. Les candidats sélectionnés pour l'analyse sont les stations de Fribourg, Boltigen et Château-d'Oex, toutes trois ayant l'avantage de fournir des données plus anciennes en vue d'établir des corrélations activité-climat sur une période plus étendue. A chacune des stations, les mesures de précipitations et de températures ont débutées respectivement en 1901 et 1931. Le choix définitif a été réalisé en se référant aux coefficients de détermination R² obtenus en confrontant les valeurs de précipitations et de température avec celles de la station de Broc (Fig. 5.10). Concernant les précipitations, les valeurs moyennes des stations de Fribourg, Boltigen et Château-d'Oex ont été retenues alors que pour les températures, ce sont les moyennes des stations de Fribourg et Château-d'Oex qui ont été choisies. Toutes les données ont ensuite été corrigées par rapport aux mesures de la station de Broc au moyen de l'équation de la courbe de régression linéaire obtenue par confrontation des valeurs.

### 5.1.8. Relation activité – climat

Des essais mettant en relation les conditions climatiques et l'activité du glissement de Villarbeney ont été réalisés en suivant la méthode appliquée sur le glissement du Hohberg (Chap. 4.8), le principe étant de déterminer l'influence de chaque paramètre climatique (tels que les précipitations, la température, les chutes de pluie et de neige) sur l'évolution de l'activité du glissement, à la fois sur le moyen terme (échelle pluriannuelle), le court terme (échelle saisonnière à annuelle) et le très court terme (échelle journalière à mensuelle). Pour les corrélations, le choix s'est porté sur la zone 1 qui comporte le plus grand nombre d'échantillons, soit 6 au total (Fig. 5.8).

#### Evolution sur le moyen terme

Plusieurs essais de corrélations basés sur les données de précipitations ont permis de mettre en évidence une relation préférentielle entre la courbe des moyennes mobiles sur 8 ans et les résultats de l'analyse dendrogéomorphologique de type A, autrement dit entre les précipitations accumulées sur 8 ans et l'évolution générale de l'activité du glissement. Chaque paramètre climatique a donc été confronté à la courbe d'activité par l'intermédiaire de la moyenne mobile sur 8 ans. Les résultats sont présentés dans la figure 5.11 avec, d'une part, les comparaisons concernant les moyennes annuelles et, d'autre part, celles se rapportant aux données semestrielles.

L'influence des précipitations (précipitations brutes et efficaces) est illustrée par les graphiques a, b et c. Bien que la relation ne soit pas parfaite, un lien évident apparaît entre la moyenne mobile annuelle sur 8 ans (a) et l'évolution de l'activité. En revanche, en ce qui concerne les moyennes mobiles semestrielles

<table><caption>Fig. 5.10 Characteristics of meteorological stations dealt within the climatological study of the Hohberg landslide. In grey: selected stations for the corresponding parameter.</caption><thead><tr><th rowspan="3"></th><th rowspan="3">Coordinates<br>[m]</th><th rowspan="3">Altitude<br>[m.a.s.l.]</th><th colspan="4">PRECIPITATION</th><th colspan="4">TEMPERATURE</th></tr><tr><th colspan="2">Coeff. of determination (R²)</th><th rowspan="2">Beginning of<br>measurement</th><th colspan="2">Coeff. of determination (R²)</th><th rowspan="2">Beginning of<br>measurement</th></tr><tr><th>Daily</th><th>Monthly</th><th>Daily</th><th>Monthly</th></tr></thead><tbody><tr><td>Broc (ISM, nr. 5670)</td><td>574670/162100</td><td>680</td><td>Reference</td><td>Reference</td><td>01.02.1969</td><td>Reference</td><td>Reference</td><td>01.02.1969</td></tr><tr><td>Château-d'Oex (ISM, nr. 5610)</td><td>576970/147280</td><td>980</td><td>0.50</td><td>0.81</td><td>01.01.1901</td><td>0.97</td><td>0.96</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Boltigen (ISM, nr. 5370)</td><td>596150/164200</td><td>855</td><td>0.46</td><td>0.73</td><td>01.01.1901</td><td>-</td><td>-</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Fribourg (ISM, nr. 5740)</td><td>575280/179880</td><td>634</td><td>0.56</td><td>0.68</td><td>01.01.1901</td><td>0.98</td><td>0.97</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Mean Château-d'Oex & Fribourg</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>01.01.1901</td><td>0.99</td><td>0.98</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Mean Château-d'Oex & Boltigen</td><td>-</td><td>-</td><td>0.52</td><td>0.82</td><td>01.01.1901</td><td>-</td><td>-</td><td>01.01.1931</td></tr><tr><td>Mean Ch.-d'Oex, Bolt. & Frib.</td><td>-</td><td>-</td><td>0.58</td><td>0.83</td><td>01.01.1901</td><td>-</td><td>-</td><td>01.01.1931</td></tr></tbody></table>
## PRECIPITATION

<figure><img src="image_77.png" /></figure>

## TEMPERATURE

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

## RAINFALL & SNOWFALL

<figure><img src="image_79.png" /></figure>

## LEGEND

**P:** Precipitation

**PE:** Effective precipitation

**RF:** Rainfall

**SF:** Snowfall

**T:** Temperature

**ANNUAL:** analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30).

**WINTER:** analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31.

**SUMMER:** analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30.

CLIMATOLOGICAL DATA (from ISM stations; see Fig. 5.10):

----- 8-year moving average

DENDROGEOMORPHOLOGICAL DATA:

Index of anomaly (Ia) - Type A, zone 1

**Fig. 5.11** Villarbeney landslide: Medium-term comparisons between main climatic parameters, such as precipitation, rainfall, snowfall and temperature, and activity deduced from dendrogeomorphological analyses (type-A, zone 1: Fig. 5.8 and 5.9). All climatic curves are characterized by a 8-year moving average.
(b et c), le lien est sensiblement moins net et aucune des deux saisons ne semble prévaloir; en effet, que ce soit l'évolution des précipitations estivales ou hivernales, les corrélations sont de qualité plus ou moins identiques. Quant aux données relatives aux chutes de pluie et de neige, représentées par les graphiques d et e, les résultats ne démontrent pas non plus d'influence particulière, car si la période antérieure à 1975-1980 semble indiquer une influence plus marquée de la neige, l'activité de la fin du 20ème siècle est plutôt liée aux variations pluviométriques, et plus particulièrement à l'évolution des pluies annuelles. Par contre, au niveau semestriel, il apparaît clairement que les pluies estivales (c) ont une incidence plus forte sur l'activité du glissement que les pluies hivernales (e), certainement en raison de la différence d'apport (en moyenne 700 mm d'eau en été et 125 mm en hiver). Pour ce qui est des températures, les comparaisons ne démontrent aucun lien apparent entre l'activité du glissement et les variations de températures, que ce soit au niveau des moyennes mobiles annuelles ou semestrielles. Cette observation est en accord avec les résultats précédents qui démontrent que l'augmentation des pluies hivernales aux dépens de la neige n'a aucune, ou très peu, d'incidence sur l'activité du glissement.

### Evolution sur le court terme

Il n'a pas été possible de mettre en relation l'activité du glissement, et plus particulièrement les phases d'accélération, avec l'évolution des conditions climatiques de court terme, à savoir les variations d'ordre saisonnier à annuel. Plusieurs raisons peuvent être à l'origine de cette absence de corrélation, les deux principales étant les suivantes:

- le nombre d'arbres échantillonnés étant très restreint (6 au total), il est possible que les résultats dendrogéomorphologiques ne soient pas suffisamment précis pour permettre des corrélations aussi fines. En outre, on a pu observer sur le glissement du Hohberg qu'il était délicat d'étudier les variations annuelles d'activité au moyen des résultats des analyses dendrogéomorphologiques car, lors de forte déstabilisation des arbres, un retard peut apparaître au niveau de la production du bois de compression. Ce retard, s'il existe, équivaut généralement à une année; il peut être de plusieurs années si le tilting de l'arbre est extrême mais, dans ce cas, la période précédant la formation de bois de compression est caractérisée par des cernes à croissance réduite (SHRODER, 1978; Chap. 2.4.1), identifiables lors du calage dendrochro-

nologique. Néanmoins, un décalage d'une année sur les indices d'anomalie peut être suffisant pour perturber les corrélations.

- Il est possible que le glissement soit très peu sensible aux variations climatiques de court terme. Il a été démontré plus haut que l'activité du glissement sur le moyen terme est influencée par les valeurs de précipitations cumulées sur une période d'environ 8 ans. Comparativement au glissement du Hohberg qui démontre une influence des conditions climatiques établies sur une vingtaine d'années, le glissement de Villarbeney est réagit donc plus rapidement aux variations climatiques, probablement en raison de son volume plus restreint. On peut alors supposer que l'activité du glissement soit plutôt régie par les conditions de très court terme, d'ordre journalier à mensuel, que celles de court terme.

### Evolution sur le très court terme

Les accélérations sont généralement initiées par des conditions météorologiques de très court terme défavorables, par exemple suite à une période de fonte associée à de fortes pluies. Cependant, pour établir un lien entre ces conditions et le déclenchement des accélérations, il est nécessaire de connaître avec précision l'évolution des mouvements du glissement, ce qui demande un suivi géodésique rigoureux. Dans le cas du glissement de Villarbeney, des mesures régulières de déplacement ont été réalisées durant trois années, de juillet 1977 à août 1980, au rythme de une à deux campagnes par an (Chap 5.1.5; Fig 5.6). Mais ces mesures n'ont malheureusement mis en évidence aucune accélération impliquant l'ensemble du glissement; au contraire, les vitesses enregistrées démontrent une tendance générale à la décélération. Par conséquent, il n'a pas été possible de déterminer les conditions propices au déclenchement d'une accélération.

## 5.1.9. Evaluation du danger

L'évolution de l'activité du glissement au cours de ces deux dernières décennies est mise en évidence par les résultats des analyses dendrogéomorphologiques (Chap. 5.1.6). Ils indiquent deux tendance bien distinctes, avec d'une part un net ralentissement des mouvements au niveau du couloir nord et, d'autre part, le maintien d'une activité soutenue dans le couloir sud (Fig. 5.9). Cette observation est confortée par les mesures géodésiques réalisées entre juin et octobre 2000 qui démontrent des vitesses quasi nulles
dans le couloir nord alors qu'elles atteignent plus de 20 cm/an dans la partie inférieure du couloir sud (Fig. 5.7). Comparativement à la période 1977-1980 où les mouvements qui affectaient le couloir nord oscillaient entre 1 et 3 m/an (Fig. 5.6), le glissement de Villarbeney se trouve actuellement dans une situation de relative passivité, le danger venant avant tout des instabilités annexes au glissement principal qui menacent sérieusement le quartier amont du village de Villarbeney. Néanmoins, même si l'intensité des mouvements s'atténue progressivement vers l'aval, le front du glissement principal, et plus particulièrement la langue sud, constitue un danger potentiel vis-à-vis de la route cantonale (Fig. 5.1). En effet, étant donné la faible distance qui les sépare, une accélération manifeste du glissement pourrait occasionner des dégâts notoires. Cependant, cette situation ne demande pas l'exécution immédiate de travaux d'assainissement mais simplement un suivi géodésique afin d'observer l'évolution des mouvements et de repérer d'éventuels changements de comportement. L'implantation d'un réseau GPS paraît la mesure la mieux adaptée pour avoir connaissance de l'évolution des vitesses dans la partie inférieure du glissement. Entre 10 et 15 points de mesure seraient probablement suffisants pour un suivi de l'activité du front du glissement. L'utilisation d'un système de visée (le théodolite par exemple) n'est pas idéale car la présence du lac de la Gruyère en aval du glissement ne permet pas l'installation d'une station de base à proximité du site. En ce qui concerne la partie supérieure et intermédiaire du glissement, l'omnoprésence de forêt réduit considérablement les possibilités de mesure. Le plus simple serait d'installer deux systèmes de mesures de distance par câble (Chap. 3.4.1; Fig. 3.8), l'un au niveau de la zone de transit du couloir nord et l'autre le long du couloir sud. Ces mesures ont l'avantage de fournir des enregistrements en continu pour une installation simple et un coût très modeste.

## 5.2. GLISSEMENT DE FALLI HÖLLI

Le glissement de Falli Hölli est devenu célèbre suite à la crise catastrophique survenue en printemps-été 1994 qui a causé la destruction de tout un lotissement de résidences secondaires et d'un restaurant (Ann. 22). Il a fait l'objet de très nombreuses investigations et plusieurs publications ont été élaborées sur le sujet, dont notamment RAETZO & LATELTIN (1994), CARON & LOUP (1995), LATELTIN &

BONNARD (1995), RAETZO et al. (1995); BONNARD et al. (1995), BEZZOLA et al. (1996), RAETZO & LATELTIN (1996), VUILLET & BONNARD (1996), LATELTIN et al. (1997a et b), DAPPLES et al. (2001). Outre ces publications, le glissement de Falli Hölli a constitué le thème central de la thèse de doctorat de RAETZO-BRÜLHART (1997) réalisée dans le cadre du programme PNR 31.

### 5.2.1. Situation et description du glissement

Le glissement de Falli Hölli se situe dans les Préalpes fribourgeoises, environ cinq kilomètres au nord-ouest du Schwarzsee (Fig. 4.1). Il prend naissance à près de 1640 m d'altitude, à l'extrémité nord de la crête du Schwyberg, et s'étend jusqu'à la rivière du Höllbach vers 1000 m d'altitude (Fig. 5.12 et Ann. 23). Avec une longueur de 2 km et une largeur

<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>**Fig. 5.12** Extension of the Falli Hölli landslide with location of drillings F1 and F2.</figcaption></figure>
maximale de 700 m, le glissement de Falli Hölli concerne un volume important de matériel meuble, estimé à 33 millions de m³ (LATELTIN et al., 1997a). Le substratum rocheux est constitué de dépôts turbiditiques appartenant au Flysch du Gurnigel. L'agen-cement structural, représenté par une succession d'écailles monoclinales quasi perpendiculaires à la pente, est plutôt favorable à la stabilité du versant (Fig. 5.13). Morphologiquement, les faciès gréseux, représentés surtout par le "Thanétien", définissent des crêtes et des seuils alors que les autres formations, plus marneuses, forment des combes ou des pentes plus douces. Un descriptif détaillé des lithologies du Flysch du Gurnigel est présenté dans le chapitre 4.2 relatif au glissement du Hohberg. Bien que ne participant pas directement au glissement, le Flysch du Gurnigel fournit un substratum propice aux phénomènes d'instabilités. En effet, la dominance marneuse qui caractérise cette unité favorise les processus d'érosion, permettant aux anciens glaciers de laisser une empreinte marquée (surcreusements et remplissage par des matériaux meubles). De plus, les dépôts issus de cette érosion sont riches en argiles et par consé-quent très peu perméables. L'accumulation des for-mations superficielles depuis le retrait glaciaire s'est faite par la combinaison de divers processus: une moraine compacte, héritée de l'activité de glaciers locaux, repose directement sur le substratum rocheux; puis se succèdent différents types de dépôts gravi-

taires, tels que des éboulis, des dépôts de coulées boueuses, laves torrentielles et glissements de terrain (RAETZO-BRÜLHART, 1997).

### 5.2.2. Mesures de déplacement

Diverses mesures géodésiques ont été entreprises sur le site de Falli Hölli lors de l'accélération de 1994. On note essentiellement des analyses photogrammétriques, réalisées dans le cadre du projet PNR 31 "VERSINCLIM" (NOVERRAZ et al., 1998), des mesures de distance ainsi que des mesures GPS, effectuées conjointement par l'Institut de Géologie de Fribourg, le Bureau des Autoroutes du Canton de Fribourg (BAR) et l'Office des Constructions et de l'Aménagement du Territoire (OCAT). Concernant les mesures GPS, près de 100 points ont été implantés sur l'ensemble du site et une grande partie ont été suivis lors de 15 campagnes de mesures réparties entre mai et novembre 1994. Les résultats de ces mesures sont synthétisés dans la figure 5.14 par trois courbes représentant respectivement les vitesses de la partie supérieure (au-dessus de 1400m), intermédiaire (dans le village de Falli Hölli) et inférieure (en-dessous de 1200 m) du glissement (Fig. 5.12 et Ann. 23). L'évolution des vitesses indique une différence très nette de comportement entre la partie supérieure et le reste du glissement. En effet, si l'activité du haut du glissement démontre une évolution relativement

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>**Fig.5.13** Long profile of the Falli Hölli landslide with location of boreholes, quaternary surface layer and geological structures of the bedrock (after RAETZO-BRÜLHART, 1997).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>**Fig. 5.14** Falli Hölli landslide: velocities evolution during the major crisis of 1994 (LATELTIN et al., 1997).</figcaption></figure>

régulière, les secteurs situés plus en aval révèlent une phase paroxysmale spectaculaire, durant laquelle des vitesses de plus de 6 m/jour ont été enregistrées. Cette différence d'évolution entre la partie supérieure et inférieure du glissement est induite par la présence d'une barre gréseuse du "Thanétien" qui forme un seuil morphologique (Fig. 5.13).

### 5.2.3. Analyse dendrogéomorphologique

Suite à la crise catastrophique de 1994, 7 échantillons de bois ont été récoltés sur des épicéas actuels,

tous sous la forme de rondelles. La campagne d'échantillonnage a été effectuée par H. Raetzo (UNIFR) durant l'automne 1995. Une première analyse, axée uniquement sur les bois de compression, a ensuite été réalisée et les résultats ont été présentés dans sa thèse de doctorat (RAETZO-BRÜLHART, 1997). Pour exploiter au maximum les informations livrées par les rondelles, il a été jugé utile de reprendre l'ensemble des échantillons pour une étude plus approfondie. Les résultats présentés dans ce chapitre proviennent donc exclusivement de cette nouvelle analyse, développée spécifiquement pour ce projet. La méthodologie de l'analyse est décrite en détail dans le chapitre 2 "Dendrogéomorphologie".

Comme pour le glissement de Villarbeney, aucun échantillon "non perturbé" n'a été prélevé lors de la campagne, ce qui nous a contraint à réaliser un calage dendrochronologique en comparant mutuellement les épaisseurs moyennes des cernes de chaque échantillon (ligne m, Fig. 2.4). Cette opération s'est révélée positive étant donné qu'aucun faux cerne ou cerne manquant n'a été recensé et que tous les arbres ont pu être datés. Chaque échantillon a ensuite été soumis à l'analyse des bois de compression et de l'excentricité. Les résultats sont illustrés par deux types de graphiques mettant en évidence, d'une part, l'évolution générale de l'activité du glissement (type A; Chap. 2.6.1) et, d'autre part, l'intensité

**Type A - ACTIVITY (compression wood analysis, crescendo & constant)**

<figure><img src="image_83.png" /></figure>

**Type B - ACCELERATION (combined analysis: compression wood & eccentricity)**

<figure><img src="image_84.png" /></figure>

<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>**Fig. 5.15** Relative activity and acceleration of the Falli Hölli landslide, between 1875 and 1995, deduced from dendrogeomorphological analyses. **Type A** shows, for each year, the percentage of disturbed trees presenting compression wood ("crescendo & constant"). **Type B** shows, for each year and in percent, the number of disturbed trees with anomaly increase multiplied by an intensity coefficient (Chap. 2).</figcaption></figure>
des accélérations (type B; Chap. 2.6.2). Le nombre d'échantillons étant très peu élevé, l'interprétation des résultats demande une certaine prudence, surtout au niveau de l'ampleur des variations des indices d'anomalie qui peut être démesurée par rapport à l'évolution réelle de l'activité. Néanmoins, l'utilisation de rondelles entières permet d'obtenir des informations complètes (contrairement aux carottes qui n'en dévoilent qu'une partie) et, même si le nombre d'échantillons est restreint, les résultats peuvent être considérés comme des indicateurs authentiques d'activité. Mais pour cela, un choix judicieux des arbres lors de l'échantillonnage ainsi qu'une analyse minutieuse sont indispensables.

L'évolution du glissement de Falli Hölli est représentée par trois phases principales d'activité (Fig. 5.15, type A): la période 1904-1910, 1950-1955 et 1966 à 1995, cette dernière étant caractérisée par une légère accalmie au milieu des années 1980 suivie d'une phase très active au début des années 1990. Les accélérations, mises en évidence par les résultats du type B, coïncident plus ou moins avec ces résultats, à l'exception de l'année 1955 qui révèle un indice d'anomalie particulièrement important. On remarque également que l'année 1995 est représentée par un indice d'anomalie élevé, presque aussi élevé que celui de l'année 1994 correspondant à la crise catastrophique. On observe donc un effet de retard, où certains arbres n'ont pas réagi immédiatement suite à l'événement majeur de 1994 et l'enregistrement des anomalies s'est reporté sur l'année suivante.

### 5.2.4. Relation activité – climat

La méthode d'analyse de la relation activité-climat est la même que celle appliquée sur le glissement du Hohberg (Chap. 4.8) et de Villarbeney (Chap. 5.1.8), à savoir évaluer l'influence de chaque paramètre climatique (tels que les précipitations, la température, les chutes de pluie et de neige) sur l'évolution de l'activité du glissement, à la fois sur le moyen terme (échelle pluriannuelle), le court terme (échelle saisonnière à annuelle) et le très court terme (échelle journalière à mensuelle). Le glissement de Falli Hölli étant situé à proximité de la station météorologique du Rotenbach (WSL; Fig. 4.1), les données climatologiques prises en compte pour cette analyse sont les mêmes que celles utilisées pour le glissement du Hohberg. Elles sont présentées dans le chapitre 4.7 et synthétisées dans le tableau de la figure 4.23.

#### Evolution sur le moyen terme

Sur la base des données de précipitations, des essais de corrélations ont été effectués afin de déterminer le nombre d'années à moyenner. Les résultats de ces essais ont démontré un lien privilégié entre la courbe des moyennes mobiles sur 15 ans et les résultats de l'analyse dendrogéomorphologique de type A, autrement dit entre les précipitations accumulées sur 15 ans et l'évolution générale de l'activité du glissement. Tous les paramètres climatiques ont ensuite été confrontés à la courbe d'activité par l'intermédiaire de la moyenne mobile sur 15 ans. Les résultats sont illustrés par des graphiques (Fig. 5.16) avec, d'une part, les comparaisons concernant les moyennes annuelles et, d'autre part, celles se rapportant aux données semestrielles. Vu le nombre restreint d'échantillons intégrés dans l'analyse dendrogéomorphologique, la qualité des corrélations n'est pas optimale et l'influence de chaque paramètre climatique doit être considérée de manière relative.

De l'ensemble des graphiques, la moyenne mobile des précipitations annuelles (a) est la courbe qui se corrèle le mieux avec l'évolution des indices d'anomalie. Au niveau semestriel, on observe une relation plus marquée des précipitations hivernales (b), comparativement aux valeurs estivales qui ne suivent pas la même tendance. Cette différence, déjà observée sur le glissement du Hohberg, est probablement due à une plus grande variabilité des valeurs hivernales. Les chutes de pluie et de neige suivent une évolution très différente mais aucune des deux courbes ne semble se corréler intégralement avec celle de l'activité. En effet, si l'activité du glissement démontre un lien plus marqué avec l'évolution des chutes de neige jusqu'au milieu des années 1980, la fin du 20ᵉ siècle semble plutôt indiquer une influence des conditions pluviométriques. Au niveau de la répartition des pluies, il est difficile de reconnaître une influence particulière de l'une ou l'autre des saisons car, que ce soit les variations hivernales (e) ou estivales (c), la relation avec la courbe des indices d'anomalie n'est pas vraiment établie. La seule évidence concerne la fin du 20ᵉ siècle où l'augmentation très nette de l'activité coïncide avec la courbe des pluies, alors que les précipitations estivales ne montrent aucune tendance à la hausse. Enfin, pour ce qui est des températures, les comparaisons indiquent un lien probable entre l'activité du glissement et les phases de réchauffement, surtout au niveau des moyennes mobiles annuelles et hivernales. L'influence directe de la température sur l'activité du glissement est liée essentiellement aux conditions hivernales. En effet,
## PRECIPITATION

<figure><img src="image_86.png" /></figure>

## TEMPERATURE

<figure><img src="image_87.png" /></figure>

## RAINFALL & SNOWFALL

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

## LEGEND

* **P**: Precipitation

* **PE**: Effective precipitation

* **RF**: Rainfall

* **SF**: Snowfall

* **T**: Temperature

* **ANNUAL**: analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30).

* **WINTER**: analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31.

* **SUMMER**: analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30.

CLIMATOLOGICAL DATA (from ISM stations; see Fig. 4.23):

15-year moving average

DENDROGEOMORPHOLOGICAL DATA:

Index of anomaly (Ia) - Type A

**Fig. 5.16** Falli Hölli landslide: Medium-term comparisons between main climatic parameters, such as precipitation, rainfall, snowfall and temperature, and activity deduced from dendrogeomorphological analyses (type-A: Fig. 5.15). All climatic curves are characterized by a 15-year moving average.
## PRECIPITATION

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

## RAINFALL & SNOWFALL

<figure><img src="image_90.png" /></figure>

## TEMPERATURE

<figure><img src="image_91.png" /></figure>

<table><caption>LEGEND</caption><tbody><tr><td>PE:</td><td>Effective precipitation</td><td>ANNUAL:</td><td>analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30)</td><td>threshold of major acceleration years (Ia=80%)</td></tr><tr><td>RF:</td><td>Rainfall</td><td>SUMMER:</td><td>analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30.</td><td>climatological threshold value corresponding to the major acceleration years</td></tr><tr><td>SF:</td><td>Snowfall</td><td>WINTER:</td><td>analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31.</td><td>field of major accelerations</td></tr><tr><td>T:</td><td>Temperature</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

**Fig. 5.17** Falli Hölli landslide: Short-term comparisons between main climatic parameters (annual and half-yearly data from ISM stations; Fig. 4.23) and activity deduced from dendrogeomorphological analyses (type-B; Fig. 5.15). Plotted points on each graph represent the years 1931 to 1994. The Ic value is an index of correlation which represents the percentage of years plotted in the field of major accelerations (grey zone), compared to all years situated above the threshold value.
ces dernières peuvent jouer un rôle important dans la capacité d'infiltration du terrain, en agissant sur la durée de gel du sol. Un hiver très doux aura pour conséquence une diminution du temps de gel du terrain, se traduisant par un taux d'infiltration plus élevé.

## Evolution sur le court terme

L'évolution générale de l'activité, au cours du siècle, est régie en grande partie par les variations climatiques de moyen terme. Cependant, ces relations ne suffisent pas à expliquer les variations annuelles d'activité, représentées par les résultats de l'analyse dendrogéomorphologique de type B (Chap. 5.2.3; Fig. 5.15). Il est donc nécessaire de mettre en relation ces résultats avec les données climatologiques de court terme. La méthode utilisée pour établir ces corrélations est la même que celle appliquée sur le glissement du Hohberg (Chap. 4.8.3): dans un premier temps, les données annuelles et semestrielles des différents paramètres climatiques ont été confrontées aux valeurs d'indices d'anomalie du type B (Fig. 5.17). Puis, une limite seuil d'indice d'anomalie a été définie afin de départager les années très actives des autres. Cette limite a été fixée ici à 80 % car seules les années 1955 et 1994 présentaient des indices d'anomalie nettement plus élevés que la moyenne. Il faut préciser que l'année 1995 n'a pas été retenue dans cette analyse car il est évident que son indice

d'anomalie élevé découle de l'événement majeur de 1994. L'influence du paramètre climatique est ensuite déterminé au moyen d'un indice de corrélation (Ic) qui rapporte le nombre d'années "actives", dans le cas présent les deux années du champ des accélérations majeures, sur l'ensemble des années situées en dessus de la valeur seuil climatologique. Plus l'indice est élevé, plus l'influence du paramètre climatique traité est manifeste.

Les confrontations successives ont permis de mettre en évidence quatre paramètres climatiques présentant des indices de corrélation relativement élevés. Il s'agit des précipitations annuelles (a), des précipitations estivales (c), des pluies annuelles (d) et des pluies hivernales (e). Les paramètres climatiques les moins influents sont donc les chutes de neige et la température.

## Evolution sur le très court terme

Les premiers signes manifestes de la crise de 1994 ont été observés au cours du mois de mai. Par la suite, des mesures géodésiques ont permis d'établir un suivi très précis de l'évolution des vitesses (RAETZOBRÜLHART, 1997; Fig. 5.14). Le déclenchement de cet événement majeur est lié à des conditions climatiques de très court terme défavorables; ces dernières sont illustrées par le graphique de la figure 5.18:

<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>Fig. 5.18 Meteorological conditions preceding the major crisis of 1994.</figcaption></figure>
- Le mois de janvier a été marqué par une grande variabilité de la température, ce qui a entraîné une alternance entre chutes de neige et fonte. Par ailleurs, ce mois est caractérisé par une pluviosité très élevée correspondant à près de 3 fois la moyenne de janvier entre 1931 et 2001. La majorité de ces pluies se sont déversées sur une période de 5 jours, entre le 23 et le 27 janvier.

- Le mois de février n'a pas été sujet à des conditions météorologiques particulières, ces dernières étant conformes à la norme 1931-2001.

- Le mois de mars a été caractérisé par une douceur extrême, avec une température moyenne mensuelle 5 fois plus élevée que celle de la norme 1931-2001 (3.8°C pour 0.8°C en moyenne). Ces conditions très douces ont occasionné une fonte intensive du manteau neigeux.

- A l'inverse, le mois d'avril a été très froid, avec une température moyenne mensuelle environ 4 fois inférieure à la norme 1931-2001 (1.1°C pour 4°C en moyenne). Mais surtout, ce mois a été marqué par des chutes de neiges importantes (5 fois supérieures à la norme 1931-2001).

- Entre la fin avril et la mi-mai, la température a largement augmenté, générant la fonte des neiges

accumulées précédemment. Puis, du 17 mai au 4 juin, les chutes de pluie ont été excessivement abondantes, déversant près de 400 mm d'eau en l'espace de 20 jours. Ces conditions extrêmes du mois de mai ont sans aucun doute constitué le facteur déterminant du déclenchement de la crise de 1994. Par effet d'inertie, cette masse en mouvement a ensuite subi une augmentation exponentielle des vitesses jusqu'au début du mois d'août où l'activité du glissement a atteint son paroxysme.

### 5.2.5. Evaluation du danger

Actuellement, le glissement de Falli Hölli ne constitue pas un danger réel car plus aucune habitation ou autre objet de valeur n'y est implanté. De plus, suite à l'événement catastrophique de 1994, le glissement, bien qu'il ne soit pas stabilisé, est beaucoup plus passif. Le seul risque potentiel vient éventuellement de la rivière du Höllbach qui peut être obstruée par des phénomènes d'activité superficielle liés au glissement. En effet, une coulée de boue ou une lave torrentielle pourrait créer un barrage dans le lit du Höllbach, ce qui pourrait occasionner des dégâts importants dans la vallée en cas de rupture. Néanmoins, on peut estimer qu'un suivi rigoureux de l'évolution du glissement n'est pas absolument nécessaire.

*****
# 6 - DISCUSSION ET SYNTHÈSE

## 6.1. BILAN CRITIQUE DES RELATIONS ACTIVITÉ - CLIMAT

Des essais de corrélations entre l'activité des glissements de terrain et les conditions climatiques ont été entrepris, à la fois sur le moyen, le court et le très court terme. La variation de l'activité sur le très court terme a été déterminée par les mesures de déplacement alors que l'évolution sur le court et le moyen terme a été mise en évidence par les résultats de l'analyse dendrogéomorphologique. Les paramètres climatiques utilisés pour les relations ont été définis à partir des valeurs mensuelles et journalières de précipitations et de températures. La fiabilité des corrélations est donc dépendante de la précision des mesures de déplacement et de celle des analyses dendrogéomorphologiques, ainsi que de la qualité des données climatologiques.

### 6.1.1. Mesures de déplacement

La fiabilité des mesures de déplacement, discutée en détail dans le chapitre 3, est dépendante de la méthode utilisée et du pas de mesure choisi. Au niveau des méthodes utilisées, on peut estimer que toutes les mesures ont été suffisamment précises pour établir des corrélations fiables. En revanche, le pas de mesure n'était pas toujours idéal, notamment au glissement de Villarbeney où seules 4 à 5 campagnes de mesures ont été réalisées entre 1977 et 1980. En conséquence, les corrélations sur le très court terme n'ont pas pu être établies. En effet, pour déterminer l'influence des conditions climatiques sur le déclenchement d'une accélération, un pas de mesure très serré est nécessaire (au minimum une campagne par mois), l'idéal étant bien sûr d'avoir des enregistrements en continu. Ces conditions ont été parfaitement remplies en ce qui concerne les deux autres

sites d'étude, avec une série de campagnes GPS très rapprochées sur le glissement de Falli Hölli et des enregistrements laser en continu (DICLAS) sur le glissement du Hohberg.

### 6.1.2. Analyse dendrogéomorphologique

La méthode d'analyse dendrogéomorphologique développée dans cette étude est basée sur deux types de représentation, l'un mettant en évidence l'évolution générale de l'activité du glissement (type A; Chap. 2.6.1), l'autre représentant la variation des intensités des accélérations (type B; Chap. 2.6.2). L'analyse de type A, qui est une méthode couramment utilisée dans le domaine de la dendrogéomorphologie, permet uniquement l'étude de relations sur le moyen terme, car les variations annuelles d'activité ne sont pas mises en évidence. En revanche, la méthode de type B permet des corrélations plus fines, étant donné que chaque année est définie par un facteur d'intensité. Cette dernière a donc été utilisée afin d'établir des corrélations sur le court terme:

Globalement, les résultats se sont révélés positifs mais, toutefois, un élément perturbateur non négligeable a été relevé lors de l'interprétation. Il s'agit d'un phénomène de retard lié à la production de bois de compression qui apparaît, parfois, lors d'une forte déstabilisation de l'arbre. Ce retard, qui est généralement d'une année, ne peut être détecté qu'au moyen de mesures réelles de déplacement. Cependant, il ne concerne généralement qu'une partie des échantillons et les accélérations majeures peuvent, en principe, être identifiées. Le meilleur exemple est illustré par les résultats obtenus sur le site du Hohberg (Fig. 4.21) où l'année 2000 révèle un indice d'anomalie élevé alors que l'accélération majeure a eu lieu l'année précédente. Il y a donc un effet de retard mais, comme
l'année 1999 présente un indice d'anomalie égale-
ment très élevé (même supérieur à celui de l'année
2000), l'accélération de 1999 est tout de même recon-
nue. Ainsi, seule une partie des arbres a réagi avec
un temps de retard. Bien que ce phénomène soit per-
turbateur, les essais de corrélations effectués sur les
glissements du Hohberg et de Falli Hölli ont démon-
tré que l'analyse de type B était un moyen efficace
pour l'étude des variations annuelles d'activité. Il
faut néanmoins être prudent lors de l'interprétation
des résultats et tenir compte de cet effet de retard.

Outre le phénomène de retard, la fiabilité des résultats est liée à la qualité et au nombre d'échantillons. Sur les trois sites d'étude, les échantillons peuvent être considérés comme exemplaires, d'un point de vue qualitatif, car ils ont tous été recueillis sous la forme de rondelles entières. Au niveau quantitatif, il est clair que le glissement du Hohberg, avec ses 51 échantillons, est bien représenté. En revanche, sur les glissements de Villarbeney et de Falli Hölli, où respectivement 10 et 7 échantillons ont été récoltés, il aurait été souhaitable d'effectuer une campagne d'échantillonnage supplémentaire.

6.1.3. Analyse climatologique

Les différents paramètres climatiques ont été
déterminés à partir des données brutes de précipita-
tion et de température. La fiabilité de l'analyse cli-
matologique dépend donc, d'une part, de la précision
des valeurs brutes, qui est principalement liée à la
distance qui sépare la station météorologique du site
d'étude, et, d'autre part, de la méthode utilisée pour
le calcul des paramètres. Cette dernière ayant déjà
été discutée dans le chapitre 4.7 se rapportant au glis-
sement du Hohberg, on considère ici uniquement la
précision des valeurs brutes qui constitue le paramè-
tre le plus susceptible de varier entre deux sites.

Pour les relations sur le très court terme, les don-
nées brutes ont été fournies par une station météoro-
logique située à proximité du site d'étude. Il s'agit de
la station du Rotenbach (WSL) pour les glissements
du Hohberg et de Falli Hölli et de la station de Broc
(ISM) pour le glissement de Villarbeney. La fiabilité
de ces données est relativement bonne étant donné
que les stations respectives sont distantes de moins
de 4 km des sites d'étude. En revanche, pour les cor-
rélations de court et moyen terme, il a été nécessaire
d'avoir recours à d'autres stations météorologiques,
plus éloignées, afin de compléter les données man-
quantes. En effet, les stations du Rotenbach et de

Broc ne sont en fonction, respectivement, que depuis
1970 et 1969, alors que les stations de Fribourg, Bol-
tigen et Château-d'Oex (ISM) ont été mises en ser-
vice en 1901 (précipitation) et 1931 (température).
La précision de l'analyse climatologique est donc liée
au coefficient de corrélation, obtenu par confronta-
tion des valeurs des stations régionales avec celles du
Rotenbach et de Broc. Les résultats ont démontré une
excellente corrélation pour les valeurs de tempéra-
ture, tant au niveau mensuel que journalier. En ce qui
concerne les données de précipitation, les sommes
mensuelles ont révélé également une très bonne cor-
rélation, à savoir un coefficient de 83 %, valable pour
les trois sites. En revanche, les données journalières
utilisées pour le calcul des chutes de pluie et de neige
indiquent un coefficient nettement inférieur (entre 56
et 58 %). Mais comme elles ont servi uniquement à
définir des sommes annuelles et semestrielles, cette
imprécision est largement atténuée.

6.2. COMPARAISON ENTRE LES
DIFFÉRENTS SITES D'ÉTUDE

L'influence des conditions climatiques sur l'ac-
tivité des glissements du Hohberg, de Villarbeney
et de Falli Hölli est résumée dans le tableau de la
figure 6.1. En premier lieu, elle a été définie pour
chacun des glissements au niveau du moyen, court et
très court terme. Puis, pour chaque terme, l'influence
relative des différents paramètres climatiques a été
evaluée.

Glissement du Hohberg

L'activité du glissement du Hohberg est liée
aux conditions climatiques de moyen, court et très
court terme, et le déclenchement d'une accélération
majeure, comme celle de 1999 par exemple, inter-
vient quand ces conditions relatives aux trois termes
sont défavorables.

Sur le glissement du Hohberg, le moyen terme a été
défini pour une période d'environ 20 ans (Ann. 24).
Les paramètres climatiques les plus influents sur
l'évolution de l'activité sont, sans aucun doute, les
précipitations et les pluies annuelles. Par ailleurs,
l'influence des précipitations et des pluies hivernales
a également été démontrée, contrairement à celles de
l'été qui, de par leur faible variabilité, sont moins
impliquées dans l'évolution de l'activité. En revan-
che, il apparaît clairement que l'incidence des varia-
tions des chutes de neige est minime, ou en tout cas
<table><thead><tr><th rowspan="2">HOHBERG</th><th colspan="3">Medium term (20-year)</th><th colspan="3">Short term (1-year)</th><th rowspan="2">Very short term</th></tr><tr><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th></tr></thead><tbody><tr><th>Precipitation</th><td>++</td><td>?</td><td>++</td><td>++</td><td>+</td><td>+</td><td>++</td></tr><tr><th>Rainfall</th><td>++</td><td>?</td><td>++</td><td>++</td><td>+</td><td>+</td><td>++</td></tr><tr><th>Snowfall</th><td>o</td><td></td><td>o</td><td>o</td><td></td><td>o</td><td>+</td></tr><tr><th>Temperature</th><td>+</td><td>+</td><td>+</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>++</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th rowspan="2">VILLARBENEY</th><th colspan="3">Medium term (8-year)</th><th colspan="3">Short term (1-year)</th><th rowspan="2">Very short term</th></tr><tr><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th></tr></thead><tbody><tr><th>Precipitation</th><td>++</td><td>+</td><td>+</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>(++)</td></tr><tr><th>Rainfall</th><td>+</td><td>+</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>(++)</td></tr><tr><th>Snowfall</th><td>+</td><td></td><td>+</td><td>o</td><td></td><td>o</td><td>(+)</td></tr><tr><th>Temperature</th><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>(++)</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th rowspan="2">FALLI HÖLLI</th><th colspan="3">Medium term (15-year)</th><th colspan="3">Short term (1-year)</th><th rowspan="2">Very short term</th></tr><tr><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th><th>Annual</th><th>Summer</th><th>Winter</th></tr></thead><tbody><tr><th>Precipitation</th><td>++</td><td>?</td><td>++</td><td>++</td><td>++</td><td>o</td><td>++</td></tr><tr><th>Rainfall</th><td>+</td><td>?</td><td>+</td><td>++</td><td>++</td><td>++</td><td>++</td></tr><tr><th>Snowfall</th><td>+</td><td></td><td>+</td><td>o</td><td></td><td>o</td><td>+</td></tr><tr><th>Temperature</th><td>+</td><td>o</td><td>+</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td><td>++</td></tr></tbody></table>

LEGEND

Relative influence of climatic para-meters (corresponding to an increase):

++ major

+ medium

o minor (or no influence)

() supposed

? not defined

ANNUAL: analysis with annual data corresponding to one hydrological year (Oct 1 to Sep 30)

SUMMER: analysis with data ranging from Apr 1 to Sep 30

WINTER: analysis with data ranging from Oct 1 to Mar 31

**Fig. 6.1** Synthetic table showing relative influence of climatic conditions on the activity of Hohberg, Villarbeney and Falli Hölli landslides. All influences are related to an increase of climatic parameters. For medium term, 20-, 8- and 15-year represent the corresponding moving average.

largement moins marquée que celle des pluies. Quant aux températures, les corrélations ont révélé un lien très probable entre l'augmentation de l'activité et le réchauffement sur le moyen terme.

Concernant les variations de court terme, seules les précipitations et les pluies démontrent une inci-dence certaine sur les phases d'accélération majeure du glissement, tant au niveau des conditions estivales que hivernales. En revanche, la neige et la tempéra-ture indiquent une influence moindre.

Sur le très court terme, l'étude des conditions précédant l'accélération de 1999 a permis de reconnaître une influence pour chacun des paramè-tres. Les précipitations et les pluies constituent un

facteur important en participant directement à la recharge en eau du glissement. Le rôle de la neige est défini par sa capacité à produire une infiltration massive lors de sa fonte. Quant à la température, son effet est directement lié aux paramètres précédents, en agissant à la fois sur la fonte et la distribution des chutes de pluie et de neige.

Glissement de Villarbeney

En comparaison aux résultats du Hohberg, les essais de corrélation effectués sur le glissement de Villarbeney indiquent des différences manifestes. En premier lieu, l'influence des conditions climatiques de moyen terme a été établie pour une évolution à l'échelle d'environ 8 ans, soit 2 à 3 fois plus courte que celle définie pour le Hohberg (Ann. 24). Ce temps
de réaction plus bref dénote une plus grande sensibilité vis-à-vis des variations climatiques. Le deuxième fait marquant concerne l'absence de corrélation entre l'évolution des températures à moyen terme et l'activité du glissement, alors qu'elle a été reconnue de manière évidente sur le site du Hohberg. Enfin, une troisième différence notoire vient des variations de court terme, pour lesquelles aucune corrélation n'a pu être établie avec les phases d'accélération. Quant au très court terme, les mesures de déplacement n'étaient pas suffisamment nombreuses pour permettre des essais de corrélation; par conséquent, l'influence des conditions climatiques n'a pu être établie. Néanmoins, au vu de la sensibilité du glissement sur le moyen terme, on peut supposer que cette influence existe; il est même fort probable qu'elle soit plus marquée que dans le cas du glissement du Hohberg.

## Glissement de Falli Hölli

L'influence des conditions climatiques sur l'activité du glissement de Falli Hölli est plus ou moins similaire à celle du glissement du Hohberg. Dans les deux cas, on observe une incidence très marquée des variations climatiques, à la fois, sur le moyen, le court et le très court terme. De plus, l'importance relative des différents paramètres climatiques de chaque terme est quasi identique. Néanmoins, deux faits peuvent être soulevés témoignant d'une légère différence de comportement à l'égard des conditions climatiques: le premier concerne le nombre d'années liées à l'évolution de moyen terme, qui est d'environ 15 ans pour le glissement de Falli Hölli, alors qu'il avoisine les 20 ans au Hohberg (Ann. 24). Le deuxième fait vient de l'influence relative des pluies et de la neige dans l'évolution de moyen terme. En effet, si la pluie

apparaît, sur le glissement du Hohberg, comme très influente comparativement à la neige, à Falli Hölli, cette différence n'est pas reconnue.

Les analogies observées au niveau du comportement des glissements du Hohberg et de Falli Hölli à l'égard des conditions climatiques sont liées, sans doute, à la présence de nombreuses propriétés intrinsèques similaires, comme le volume de la masse active, la perméabilité du terrain, l'extension du bassin hydrogéologique ainsi que l'altitude, l'orientation et le degré de pente du site (Fig. 6.2). En revanche, le glissement de Villarbeney présente un plus grand nombre de propriétés qui lui sont propres. En effet, si l'orientation et le degré de pente sont plus ou moins identiques aux deux autres sites, d'autres paramètres révèlent des divergences notoires: par exemple, les dimensions du glissement et du bassin hydrographique de Villarbeney sont à peu près 2 fois moins impôsants que ceux du Hohberg ou de Falli Hölli, ce qui se traduit par un temps de recharge en eaux plus bref et, par conséquent, une réaction plus rapide à l'égard des variations climatiques. Par ailleurs, le glissement de Villarbeney est situé à une altitude inférieure aux deux autres (environ 200 m), ce qui implique des conditions hivernales différentes, notamment au niveau de l'enneigement, de la persistance du gel et du processus de fonte.

## 6.3. PRÉVISION – HORIZON 2100

Les pronostics quant à l'évolution de l'activité des glissements de terrain au cours du 21ème siècle se basent non seulement sur la connaissance du

<table><caption>Fig. 6.2 General characteristics of Hohberg, Falli Hölli and Villarbeney landslides.</caption><thead><tr><th></th><th>Hohberg</th><th>Falli Hölli</th><th>Villarbeney</th></tr></thead><tbody><tr><th>Coordinates</th><td>590.100/169.850</td><td>586.000/172.500</td><td>575.600/164.740</td></tr><tr><th>Altitude (mean)</th><td>1'300 m a.s.l</td><td>1'300 m a.s.l</td><td>1'000 m a.s.l</td></tr><tr><th>Exposure</th><td>West</td><td>West</td><td>West</td></tr><tr><th>Declivity (mean)</th><td>25 %</td><td>25 %</td><td>25 %</td></tr><tr><th>Geology</th><td>- Quaternary deposits<br>- Gurnigel Flysch<br>- Mélange zone<br>- Préalpes Médianes</td><td>- Quaternary deposits<br>- Gurnigel Flysch</td><td>- Quaternary deposits<br>- Ultrahelvétique<br>- Mélange Infracréalpin frontal<br>- Molasse subalpine</td></tr><tr><th>Volume</th><td>30 mios m³</td><td>33 mios m³</td><td>10 mios m³</td></tr><tr><th>Watershed dimension</th><td>3 km²</td><td>2.5 km²</td><td>1.8 km²</td></tr><tr><th>Vegetation</th><td>- Woodland: 40%<br>- Grassland: 60%</td><td>before 1994 crisis:<br>- Woodland: 40%<br>- Grassland: 60%</td><td>- Woodland: 50%<br>- Grassland: 50%</td></tr></tbody></table>
comportement passé et actuel des glissements, mais également sur l'évolution des facteurs exerçant une influence sur la stabilité (Chap. 1.4.3). Dans cette étude, les prévisions se consacrent exclusivement au climat, étant donné que l'évolution des autres paramètres est particulièrement difficile (voire impossible) à anticiper.

### 6.3.1. Prévision sur l'évolution du climat

Des pronostics concernant l'évolution climatique au cours du 21<sup>ème</sup> siècle ont été élaborés 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). Une première étude a consisté à récolter des données de ces dernières décennies afin de préciser les tendances évolutives des systèmes atmosphériques, climatiques et biophysiques du globe. Une série d'observations a ainsi été établie concernant le 20<sup>ème</sup> siècle (IPCC, 2001), à savoir:

- 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, il a été observé une augmentation de 1.6 °C en Suisse occidentale, de 1.3 °C en région alémanique et de 1 °C dans le Sud des Alpes (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.

Par la suite, différents scénarios, intégrant une partie ou l'ensemble de ces données environnementales, ont été proposés par l'IPCC (2001; OCC 2002). Ils mettent en évidence des prévisions globales ou régionales de l'évolution de ces paramètres climatiques pour le 21<sup>ème</sup> siècle. Les principaux résultats concernant cette étude sont les suivants:

- 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

20<sup>ème</sup> 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 (env. 10%; IPCC, 1996) et à l'augmentation des précipitations en hiver (env. 20%; IPCC, 1996). 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, occasionnant parallèlement un accroissement du risque de coulées de boue en haute montagne.

Bien que les prévisions décrites ci-dessus comportent des incertitudes inhérentes à tout modèle climatique prévisionnel, quelques faits essentiels ressortent. Ils peuvent être utilisés afin d'établir des pronostics sur l'évolution future des conditions climatiques susceptibles d'influencer l'activité des glissements. Ces pronostics se rapportent aux conditions climatiques annuelles, estivales et hivernales.

#### Conditions climatiques annuelles

Logiquement, l'augmentation des précipitations annuelles devrait avoir un effet négatif sur la stabilité des versants. Cependant, associé à une augmentation manifeste de la température, les précipitations efficaces ne suivent pas forcément la même tendance. Le calcul des ces dernières pourraient être établi en connaissant plus précisément les pourcentages d'augmentation des précipitations et des températures, ce que malheureusement aucun modèle prévisionnel ne peut fournir actuellement. Néanmoins, une estimation a été réalisée par EHRLER (1987), révélant qu'une augmentation des précipitations de 20% ne suffit pas à corriger les effets d'une augmentation de la température de 3 °C. Dans ce cas, la tendance évolutives des précipitations efficaces annuelles serait plutôt favorable à la stabilité des versants vu qu'elles seraient en baisse. Il faut toutefois garder une certaine réserve à l'égard de cette tendance car l'analyse des précipitations efficaces effectuées sur les sites du Hohberg, de Villarbeney et de Falli Hölli semble démontrer une évolution inverse. En effet,
l'augmentation très nette des températures observée durant ces dernières décennies, sur l'ensemble des trois sites, ne provoque pas une évaporation suffisante pour contrer l'augmentation des précipitations. Ceci est visible notamment sur les graphiques des figures 4.25, 5.11 et 5.16 qui révèle un parallélisme presque parfait entre la courbe des précipitations annuelles et celle des précipitations efficaces. En outre, même si l'augmentation de la température peut créer un effet positif en augmentant le taux d'évaporation en été, elle joue un rôle défavorable en hiver; elle augmente la part des précipitations sous forme de pluie et réduit le temps de gel du sol, provoquant une augmentation du taux d'infiltration.

### Conditions climatiques estivales

Globalement, la tendance évolutive concernant les conditions estivales est positive vis-à-vis de la stabilité des glissements. En effet, les prévisions indiquent, à la fois, une diminution des précipitations et une augmentation de la température, ce qui tend à diminuer largement les précipitations efficaces, donc également le taux d'infiltration.

### Conditions climatiques hivernales

Les prévisions relatives aux conditions hivernales sont plus complexes à mettre en relation avec l'activité des glissements. A première vue, tous les éléments semblent indiquer un effet très défavorable vis-à-vis de la stabilité des versants. En effet, si l'on tient compte à la fois d'une augmentation des précipitations et de la température, tous les paramètres semblent réunis pour favoriser l'infiltration: premièrement, l'augmentation de la température abaisse la durée de gel du sol, impliquant un effet non négligeable sur la perméabilité du terrain. Par exemple, si la température d'un terrain silteux passe de -2 °C à 0 °C (dégel), la conductivité hydraulique du sol augmente de $10^{-11}$ à $10^{-8}$ m/s (TART, 1996). Deuxièmement, un renforcement des précipitations associé à des températures plus douces favoriserait grandement les chutes de pluie, à la fois de manière absolue et, relativement, par rapport aux chutes de neige. L'infiltration devrait donc logiquement être favorisée, étant donné que les pluies hivernales ne sont pas soumises à une évaporation intense alors que la neige, stockée à la surface du sol, subit une forte perte par sublimation. Cependant, la neige joue un rôle majeur dans le déclenchement des accélérations. En effet, les conditions de très court terme susceptibles de générer une accélération importante sont représentées le plus souvent par une fonte massive associée à des chutes

de pluie. Et pour avoir une fonte respectable, il faut de la neige ! L'impact de cette évolution climatique hivernale sur la stabilité des glissements peut donc varier fortement d'un site à l'autre. En effet, il faut tenir compte, d'une part, de l'influence de la neige sur les phases d'accélération et, d'autre part, de l'altitude du site afin de prendre en considération une probable disparition du manteau neigeux.

### 6.3.2. Prévision sur l'évolution des glissements

Avant d'établir des pronostics sur l'évolution future de l'activité des différents glissements étudiés, il est impératif de relever tous les éléments "perturbateurs" liés à chacun d'eux. Ces différents éléments sont les suivants:

- Divers travaux d'assainissements ont été entrepris sur les glissements du Hohberg (entre 1999 et 2001) et de Villarbeney (début des années 1980), représentés le plus souvent par des drainages ouverts. Ces ouvrages ont occasionné des changements notables au niveau du système hydrologique et hydrogéologique et, par conséquent, une modification importante du comportement dynamique à l'égard des conditions climatiques.

- Quant au glissement de Falli Hölli, la situation est encore plus compliquée: en effet, la crise catastrophique de 1994 a engendré des modifications majeures, liées non seulement aux propriétés hydrologiques et hydrogéologiques, mais également aux caractéristiques géomorphologiques et topographiques. En outre, les mouvements intenses subis durant cet événement ont probablement conduit à un relâchement des pressions internes concentrées dans la masse active. Tous ces changements ont ainsi amené le glissement dans un état de relative "passivité". Outre ces perturbations héritées de la crise de 1994, il faut tenir compte de la présence de la rivière du Höllbach qui s'écoule au pied du versant. En effet, la partie frontale du glissement subit naturellement l'érosion de ce cours d'eau, ce qui représente un facteur important dans l'évolution de l'activité du glissement.

Dès lors, les pronostics sur l'évolution des glissements du Hohberg, de Villarbeney et de Falli Hölli ne peuvent être établis qu'en faisant abstraction des ces différents éléments "perturbateurs". Ces pronostics ne sont donc pas réels, mais indiquent une tendance permettant de démontrer une démarche applicable à un
<table><thead><tr><th colspan="2">CLIMATIC FORECASTING<br>(till 2100; based on IPCC, 2001)</th><th colspan="3">IMPACT ON LANDSLIDE STABILITY</th></tr><tr><th></th><th></th><th>HOHBERG</th><th>FALLI HOELLI</th><th>VILLARBENEY</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="5"><strong>Medium term (x-years)</strong></td></tr><tr><td>Annual precipitation</td><td>increase (minor)</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Summer precipitation</td><td>decrease</td><td>+</td><td>+</td><td>+</td></tr><tr><td>Winter precipitation</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Annual rainfall</td><td>increase (minor)</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Summer rainfall</td><td>decrease</td><td>+</td><td>+</td><td>+</td></tr><tr><td>Winter rainfall</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Snowfall</td><td>decrease</td><td>o</td><td>o</td><td>+</td></tr><tr><td>Annual temperature</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>o</td></tr><tr><td>Summer temperature</td><td>increase</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td>Winter temperature</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>o</td></tr><tr><td colspan="5"><strong>Short term (x-months)</strong></td></tr><tr><td>Annual precipitation</td><td>increase (minor)</td><td>-</td><td>-</td><td>o</td></tr><tr><td>Summer precipitation</td><td>decrease</td><td>+</td><td>+</td><td>o</td></tr><tr><td>Winter precipitation</td><td>increase</td><td>-</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td>Annual rainfall</td><td>increase (minor)</td><td>-</td><td>-</td><td>o</td></tr><tr><td>Summer rainfall</td><td>decrease</td><td>+</td><td>+</td><td>o</td></tr><tr><td>Winter rainfall</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>o</td></tr><tr><td>Snowfall</td><td>decrease</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td>Annual temperature</td><td>increase</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td>Summer temperature</td><td>increase</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td>Winter temperature</td><td>increase</td><td>o</td><td>o</td><td>o</td></tr><tr><td colspan="5"><strong>Very short term (x-days)</strong></td></tr><tr><td></td><td></td><td>till 2050</td><td>2050-2100</td><td>till 2050</td><td>2050-2100</td><td>till 2050</td><td>2050-2100</td></tr><tr><td>Precipitation</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Rainfall</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Snowfall</td><td>decrease</td><td>o</td><td>+</td><td>o</td><td>+</td><td>+</td><td>+</td></tr><tr><td>Temperature</td><td>increase</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr></tbody></table>

<table><caption>**Fig. 6.3** Synthetic table showing impacts of climatic parameters evolution, during the 21<sup>th</sup> century, on Hohberg, Falli Hölli and Villarbeney landslides activity. These forecasts could be valuable only in case where landslides are not disturbed by other non-climatic parameters (see text).</caption><caption>LEGEND</caption><tbody><tr><td>Impact on landslide stability:</td><td>ANNUAL: analysis with annual data<br>corresponding to one hydrological<br>year (Oct 1 to Sep 30)<br>SUMMER: analysis with data ranging<br>from Apr 1 to Sep 30<br>WINTER: analysis with data ranging<br>from Oct 1 to Mar 31</td></tr><tr><td>positive</td><td></td></tr><tr><td>negative</td><td></td></tr><tr><td>no effect</td><td></td></tr></tbody></table>

glissement n'ayant pas subi de modifications majeures. Ils sont illustrés par un tableau synthétique, présenté dans la figure 6.3.

Globalement, les prévisions climatiques pour le 21<sup>ème</sup> siècle sont défavorables à la stabilité des trois glissements. En ce qui concerne les glissements du Hohberg et de Falli Hölli, les paramètres révélant une influence négative sur la stabilité du versant sont largement plus nombreux que les positifs. En effet, mis à part la diminution des précipitations et des pluies estivales sur le moyen et le court terme, la plupart des paramètres démontrent un impact négatif. Par conséquent, et même si l'influence de chaque paramètre

n'est pas quantifiée, on peut admettre une évolution largement défavorable, que ce soit sur le moyen, le court et le très court terme. Toutefois, l'influence des conditions de très court terme, qui constitue le moteur des accélérations, est incertaine. En effet, si le rôle des chutes de neiges a été reconnu comme peu influent sur le déclenchement de celles-ci, il a été discuté plus haut que la disparition du manteau neigeux pourrait avoir une influence positive sur la stabilité du glissement. Pour cette raison, il est proposé de différencier, de manière hypothétique, l'évolution des conditions du 21<sup>ème</sup> siècle en deux périodes distinctes: l'avant et l'après 2050. Etant donné l'altitude des deux glissements (environ 1'300 m.s.m en moyenne),
on peut supposer que l'augmentation de la tempéra-
ture prévue pour 2050, estimée à 1.5 – 2 °C, n'est pas
suffisante pour faire disparaître le manteau neigeux,
normalement présent durant l'hiver. Par conséquent,
la présence de fonte massive peut être préservée,
créant un contexte favorable au déclenchement des
accélérations. En revanche, après 2050, il est pro-
bable que le réchauffement implique la disparition
quasi complète du manteau neigeux, annulant ainsi
les conditions de fontes printanières.

Quant au glissement de Villarbeney, la tendance évolutive est plus difficile à cerner, et ceci pour plusieurs raisons. Premièrement, l'influence des conditions climatiques de court terme n'a pas été reconnue au cours du 20ème siècle, ce qui diminue le nombre d'informations quant aux prévisions futures. Deuxièmement, la balance entre les paramètres favorables et défavorables n'est pas aussi marquée que sur les deux autres sites. Enfin, le glissement de Villarbeney est très concerné par le problème de la probable disparition du manteau neigeux, étant donné qu'il est situé à une altitude relativement peu élevée (1'000 m.s.m

en moyenne). Néanmoins, dans l'ensemble, les résultats indiquent plutôt une tendance à l'augmentation de l'activité, même s'il est difficile de se prononcer sur l'effet que peut occasionner la disparition du manteau neigeux.

La tendance évolutive des glissements pour le 21<sup>ème</sup> siècle est basée uniquement sur les prévisions climatiques. Elle ne tient donc pas compte des autres facteurs aggravants ou déclenchants, tels que les interventions anthropiques (déboisements ou reboisements, constructions, travaux d'assainissement,...) et l'activité sismique, qui pourraient fortement influencer cette évolution. Une telle analyse ne peut donc pas remplacer le suivi d'un site, mais permet en revanche d'évaluer le degré de danger que représente tel ou tel glissement, au niveau de son état actuel mais aussi dans un futur proche. Elle constitue donc une aide précieuse, quant à l'élaboration des plans d'aménagement du territoire et à la détermination du type, du nombre et de la fréquence des mesures de surveillances à entreprendre.

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<figure><img src="image_93.png" /></figure>
# ANNEXES
## 2 DRMS (Room Mean Square) calculation on 5 stable GPS points of the Hohberg area

(For points location, see Ann. 8)

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

All points are calibrated on reference point 103
(588838.452 / 169352.201)

<table><thead><tr><th>Date</th><th>X-coord. [m]</th><th>Y-coord. [m]</th><th>Xi [m]</th></tr></thead><tbody><tr><td>MEAN</td><td>590428.741</td><td>170283.175</td><td></td></tr><tr><td>5-Sep-96</td><td>590428.738</td><td>170283.185</td><td>X1: 0.009</td></tr><tr><td>19-Aug-97</td><td>590428.739</td><td>170283.170</td><td>X2: 0.005</td></tr><tr><td>6-Nov-97</td><td>590428.744</td><td>170283.173</td><td>X3: 0.004</td></tr><tr><td>20-May-98</td><td>590428.744</td><td>170283.175</td><td>X4: 0.003</td></tr><tr><td colspan="3">2 DRMS</td><td>0.014</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

<table><thead><tr><th>Date</th><th>X-coord. [m]</th><th>Y-coord. [m]</th><th>Xi [m]</th></tr></thead><tbody><tr><td>MEAN</td><td>590273.499</td><td>170206.658</td><td></td></tr><tr><td>5-Sep-96</td><td>590273.494</td><td>170206.654</td><td>X1: 0.007</td></tr><tr><td>19-Aug-97</td><td>590273.501</td><td>170206.662</td><td>X2: 0.004</td></tr><tr><td>6-Nov-97</td><td>590273.502</td><td>170206.664</td><td>X3: 0.006</td></tr><tr><td>20-May-98</td><td>590273.493</td><td>170206.656</td><td>X4: 0.007</td></tr><tr><td>18-May-99</td><td>590273.499</td><td>170206.649</td><td>X5: 0.009</td></tr><tr><td>15-Jun-99</td><td>590273.505</td><td>170206.660</td><td>X6: 0.006</td></tr><tr><td>23-Sep-99</td><td>590273.504</td><td>170206.663</td><td>X7: 0.006</td></tr><tr><td colspan="3">2 DRMS</td><td>0.015</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_96.png" /></figure>

<table><thead><tr><th>Date</th><th>X-coord. [m]</th><th>Y-coord. [m]</th><th>Xi [m]</th></tr></thead><tbody><tr><td>MEAN</td><td>590946.035</td><td>169582.107</td><td></td></tr><tr><td>5-Sep-96</td><td>590946.038</td><td>169582.113</td><td>X1: 0.006</td></tr><tr><td>29-Apr-97</td><td>590946.046</td><td>169582.109</td><td>X2: 0.010</td></tr><tr><td>19-Aug-97</td><td>590946.033</td><td>169582.096</td><td>X3: 0.011</td></tr><tr><td>6-Nov-97</td><td>590946.032</td><td>169582.111</td><td>X4: 0.005</td></tr><tr><td>20-May-98</td><td>590946.030</td><td>169582.106</td><td>X5: 0.005</td></tr><tr><td colspan="3">2 DRMS</td><td>0.018</td></tr></tbody></table>
Y-coord. [m]

<figure><img src="image_97.png" /></figure>

<table><thead><tr><th>Date</th><th>X-coord. [m]</th><th>Y-coord. [m]</th><th>Xi [m]</th></tr></thead><tbody><tr><td>MEAN</td><td>590564.185</td><td>170400.264</td><td></td></tr><tr><td>5-Sep-96</td><td>590564.190</td><td>170400.268</td><td>X1: 0.005</td></tr><tr><td>29-Apr-97</td><td>590564.194</td><td>170400.270</td><td>X2: 0.010</td></tr><tr><td>19-Aug-97</td><td>590564.184</td><td>170400.263</td><td>X3: 0.002</td></tr><tr><td>6-Nov-97</td><td>590564.189</td><td>170400.260</td><td>X4: 0.005</td></tr><tr><td>20-May-98</td><td>590564.184</td><td>170400.258</td><td>X5: 0.006</td></tr><tr><td>18-May-99</td><td>590564.167</td><td>170400.270</td><td>X6: 0.019</td></tr><tr><td>15-Jun-99</td><td>590564.189</td><td>170400.259</td><td>X7: 0.006</td></tr></tbody></table>

2 DRMS 0.020

Y-coord. [m]

<figure><img src="image_98.png" /></figure>

<table><thead><tr><th>Date</th><th>X-coord. [m]</th><th>Y-coord. [m]</th><th>Xi [m]</th></tr></thead><tbody><tr><td>MEAN</td><td>591145.148</td><td>170101.734</td><td></td></tr><tr><td>5-Sep-96</td><td>591145.153</td><td>170101.733</td><td>X1: 0.004</td></tr><tr><td>29-Apr-97</td><td>591145.159</td><td>170101.743</td><td>X2: 0.013</td></tr><tr><td>19-Aug-97</td><td>591145.146</td><td>170101.735</td><td>X3: 0.002</td></tr><tr><td>6-Nov-97</td><td>591145.141</td><td>170101.729</td><td>X4: 0.009</td></tr><tr><td>20-May-98</td><td>591145.146</td><td>170101.723</td><td>X5: 0.011</td></tr><tr><td>3-Nov-98</td><td>591145.155</td><td>170101.742</td><td>X6: 0.009</td></tr><tr><td>18-May-99</td><td>591145.138</td><td>170101.732</td><td>X7: 0.010</td></tr><tr><td>15-Jun-99</td><td>591145.151</td><td>170101.737</td><td>X8: 0.004</td></tr></tbody></table>

2 DRMS 0.019

MEAN 2 DRMS
(101, 102, 104, 254, 345)

1.7 cm

$$ \sqrt{\sum (X_i)^2 / (N-1)} \times 2 $$

with Xi: distance between measured points and mean point
N: total number of distances
<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>A - View of the upper part of the Hohberg landslide (photo taken from Nussbaumerli area).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>B - View of the lower part of the Hohberg landslide (photo taken from the opposite slope). The whole area is located on a Gurnigel Flysch substrate.</figcaption></figure>
# Geological interpretation of the Hohberg area

## Scale 1: 10'000

by D. Oswald & F. Dapples

based on TERCIER & BIERI (1961), GISIGER (1967), PLANCHEREL (1976, 1979), PLANCHEREL & CARON (1979), BEER et al. (1997) et VAN STUIJVENBERG (unpubl.)

<figure><img src="image_101.png" /></figure>

Department of Geosciences
Geology and Paleontology
University of Fribourg (CH)

## LEGEND

<figure><img src="image_102.png" /></figure>

Supposed limits of tectonic units

Observed overthrust

Supposed overthrust

Observed fault

Supposed fault

<figure><img src="image_103.png" /></figure>

Inclined / vertical / horizontal dip

### Mélange zone

<figure><img src="image_104.png" /></figure>

"Priabonien"

(identified / supposed / hypothetic)

<figure><img src="image_105.png" /></figure>

Undetermined lens (identified / supposed)

### Gurnigel Flysch (biostratigraphic units)

(after VAN STUIJVENBERG, 1979)

<figure><img src="image_106.png" /></figure>

"Lutétien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_107.png" /></figure>

"Cuisien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_108.png" /></figure>

"Ilerdien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_109.png" /></figure>

"Thanétien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_110.png" /></figure>

"Danien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_111.png" /></figure>

"Maastrichtien" (identified / supposed)

<figure><img src="image_112.png" /></figure>

Undifferenciated Gurnigel Flysch

(identified / supposed / hypothetic)

## Préalpes Médianes Plastiques

(after GISIGER, 1967)

<figure><img src="image_113.png" /></figure>

Undetermined substrate

<figure><img src="image_114.png" /></figure>

Fm des calcaires plaquetés

Fm des
calcaires massifs

<figure><img src="image_115.png" /></figure>

Calcaires sublithographiques
and Série pararythmique

<figure><img src="image_116.png" /></figure>

Membre noduleux

<figure><img src="image_117.png" /></figure>

Membre D

Fm calcaréo-argileuse

<figure><img src="image_118.png" /></figure>

Membre C

<figure><img src="image_119.png" /></figure>

Membre B

<figure><img src="image_120.png" /></figure>

Membre A

<figure><img src="image_121.png" /></figure>

Fm siliceuse

<figure><img src="image_122.png" /></figure>

Fm spathique

<figure><img src="image_123.png" /></figure>

Fm oolithique

<figure><img src="image_124.png" /></figure>

Couches de Kössen

Fm gypseuse
et dolomitique

<figure><img src="image_125.png" /></figure>

Dolomies

<figure><img src="image_126.png" /></figure>

Cornieules

<figure><img src="image_127.png" /></figure>

Gypse

<figure><img src="image_128.png" /></figure>

Active / latent landslide

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

"Secteur Hohberg"

Long profile (LP; Fig. 4.3)
<figure><img src="image_130.png" /></figure>