Daniel OSWALD

# Analyse de l'activité de glissements de terrain et relation avec les conditions climatiques: Exemples dans les Préalpes fribourgeoises (Suisse)

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DÉPARTEMENT DE GÉOSCIENCES – GÉOLOGIE ET PALÉONTOLOGIE
UNIVERSITÉ DE FRIBOURG (SUISSE)

# Analyse de l'activité de glissements de terrain et relation avec les conditions climatiques : Exemples dans les Préalpes fribourgeoises (Suisse)

## THÈSE

présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)
pour l'obtention du grade de *Doctor rerum naturalium*

Daniel OSWALD

de Fribourg, Suisse

Thèse N° 1417
Acceptée par la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)

sur la proposition de:

Prof. Christian CARON, Université de Fribourg (Suisse)

Dr. Hugo RAETZO, Office Fédéral des Eaux et de la Géologie, Bienne (Suisse)

Prof. Imre MÜLLER, Université de Neuchâtel (Suisse)

Prof. André STRASSER, Université de Fribourg (Suisse)

Fribourg, le 24 juin 2003

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Le Doyen: Prof. Dionys BAERISWYL

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Directeur de thèse: Prof. Christian CARON
# TABLE DES MATIÈRES

RÉSUMÉ 3

ABSTRACT 5

ZUSAMMENFASSUNG 7

AVANT-PROPOS 9

## 1 - INTRODUCTION

1.1. OBJECTIFS ET DÉMARCHES 11

1.2. MÉTHODOLOGIE 12

1.3. SITES D'ÉTUDE 13

1.4. TERMINOLOGIE ET DÉFINITIONS 14

1.4.1. Type d'instabilités 14

1.4.2. Classification des glissements
de terrain 15

1.4.3. Facteurs d'instabilités 15

## 2 - DENDROGÉOMORPHOLOGIE

2.1. INTRODUCTION 17

2.1.1. Définition 17

2.1.2. Principe et objectifs 17

2.2. ECHANTILLONNAGE 18

2.2.1. Technique d'échantillonnage 18

2.2.2. Choix des échantillons 18

2.3. CALAGE DENDROCHRONOLOGIQUE 19

2.3.1. Préparation des échantillons 19

2.3.2. Calibration par "crossdating" 19

2.4. ANALYSE DES BOIS DE RÉACTION 20

2.4.1. Principe de la méthode 20

2.4.2. Démarche 21

2.5. ANALYSE DE L'EXCENTRICITÉ 21

2.5.1. Principe de la méthode 21

2.5.2. Démarche 21

2.6. DISCUSSION ET SYNTHÈSE
DES MÉTHODES 23

2.6.1. Type A - activité du glissement 23

2.6.2. Type B - accélération du glissement 23

## 3 - MESURES DE DÉPLACEMENT

3.1. INTRODUCTION 25

3.2. GPS (GOLBAL POSITIONING SYSTEM) 25

3.2.1. Principe 25

3.2.2. Mode de positionnement et sources d'erreurs 25

3.2.3. Mesures et traitement des données 27

3.2.4. Précision des mesures 28

3.2.5. Interprétation des données 28

3.2.6. Critique de la méthode 29

3.3. MESURES DE DISTANCE PAR LASER 30

3.3.1. Principe 30

3.3.2. Le théodolite 30

3.3.3. Le Disto™ 31

3.3.4. Le DICLAS 32

3.4. AUTRES MÉTHODES 33

3.4.1. Mesures de distance par câble 33

3.4.2. Inclinométrie 34

## 4 - GLISSEMENT DU HOHBERG

4.1. GÉNÉRALITÉS 37

4.1.1. Situation et description du glissement 37

4.1.2. Historique et état des connaissances 37

4.1.3. Domaines étudiés et collaborations 40

4.2. GÉOLOGIE ET CARTOGRAPHIE 41

4.2.1. Cadre structural et stratigraphie 41

4.2.2. Le Flysch du Gurnigel 41

4.2.3. La zone de Mélange 43

4.2.4. Les Préalpes Médianes Plastiques 44

4.2.5. Les dépôts quaternaires 46

4.2.6. Carte des instabilités 46

4.3. RECONNAISSANCES EN PROFONDEUR 48

4.3.1. Méthode directe par forages 48

4.3.2. Méthode indirecte par géophysique 50

4.4. HYDROLOGIE ET HYDROGÉOLOGIE 52

4.4.1. Carte des points d'eau 52
4.4.2. Perméabilité ____________ 53

4.4.3. Paramètres physiques et chimiques ____________ 54

4.4.4. Synthèse sur le fonctionnement
hydrogéologique ____________ 59

4.5. MESURES DE DÉPLACEMENT ____________ 61

4.5.1. Mesures GPS ____________ 61

4.5.2. Mesures de distance en continu ____________ 63

4.5.3. Autres mesures ____________ 65

4.6. ANALYSE DENDROGÉOMORPHOLOGIQUE ____________ 67

4.6.1. Echantillonnage ____________ 67

4.6.2. Calage dendrogéomorphologique ____________ 67

4.6.3. Evolution de l'activité du glissement
entre 1920 et 2000 ____________ 67

4.6.4. Variation spatiale de l'activité ____________ 70

4.7. ANALYSE CLIMATOLOGIQUE ____________ 71

4.7.1. Introduction ____________ 71

4.7.2. Précipitations efficaces ____________ 72

4.7.3. Pluie et neige ____________ 73

4.8. RELATION ACTIVITÉ - CLIMAT ____________ 73

4.8.1. Introduction ____________ 73

4.8.2. Evolution sur le moyen terme ____________ 73

4.8.3. Evolution sur le court terme ____________ 76

4.8.4. Evolution sur le très court terme ____________ 78

4.9. SYNTHÈSE DES RÉSULTATS ____________ 79

4.9.1. Evaluation du danger ____________ 79

4.9.2. Travaux d'assainissement ____________ 80

4.9.3. Mesures de surveillance ____________ 81

5 - AUTRES SITES

5.1. GLISSEMENT DE VILLARBENEY ____________ 83

5.1.1. Situation et description du glissement ____________ 83

5.1.2. Contexte géologique ____________ 83

et descriptions lithologiques ____________ 83

5.1.3. Historique et état des connaissances ____________ 85

5.1.4. Hydrologie et hydrogéologie ____________ 86

5.1.5. Mesures de déplacement ____________ 88

5.1.6. Analyse dendrogéomorphologique ____________ 90

5.1.7. Analyse climatologique ____________ 92

5.1.8. Relation activité - climat ____________ 92

5.1.9. Evaluation du danger ____________ 94

5.2. GLISSEMENT DE FALLI HÖLLI ____________ 95

5.2.1. Situation et description du glissement ____________ 95

5.2.2. Mesures de déplacement ____________ 96

5.2.3. Analyse dendrogéomorphologique ____________ 97

5.2.4. Relation activité - climat ____________ 98

5.2.5. Evaluation du danger ____________ 102

6 - DISCUSSION ET SYNTHÈSE

6.1. BILAN CRITIQUE

DES RELATIONS ACTIVITÉ - CLIMAT ____________ 103

6.1.1. Mesures de déplacement ____________ 103

6.1.2. Analyse dendrogéomorphologique ____________ 103

6.1.3. Analyse climatologique ____________ 104

6.2. COMPARAISON ENTRE

LES DIFFÉRENTS SITES D'ÉTUDE ____________ 104

6.3. PRÉVISION - HORIZON 2100 ____________ 106

6.3.1. Prévision sur l'évolution du climat ____________ 107

6.3.2. Prévision sur l'évolution
des glissements ____________ 108

BIBLIOGRAPHIE ____________ 111

ANNEXES ____________ 117

CURRICULUM VITAE ____________ 147
# RÉSUMÉ

Les glissements de terrain profonds (> 10 m) sont généralement caractérisés par des phases d'accélération alternant avec des périodes d'accalmie, mais le plus souvent sans montrer de réelle stabilisation. Il est donc difficile d'étudier l'évolution de l'activité compte tenu de la continuité des mouvements. Pour cela, une méthode d'analyse a été mise en place afin de reconnaître avec précision l'évolution récente (20ème siècle) et actuelle de l'activité d'un glissement profond, et tenter d'établir des pronostics quant à son évolution future. Cette méthode constitue une étape intermédiaire, se situant entre le travail préliminaire de reconnaissance des phénomènes instables (carte des phénomènes et de danger par exemple) et les investigations engagées lors de l'assainissement d'un site. Pour tester et valider cette méthode, trois glissements profonds, localisés dans les Préalpes fribourgeoises, ont été retenus: il s'agit du glissement du Hohberg comme de site référence ainsi que ceux de Villarbeney et de Falli Hölli pour comparaison.

La reconnaissance des variations d'activité au cours du 20ème siècle a été entreprise au moyen de la dendrogéomorphologie. Une méthode d'analyse, développée dans le cadre de ce projet pour l'étude des glissements profonds, a permis de mettre en évidence non seulement l'évolution générale de l'activité des glissements mais également les variations précises de l'intensité des accélérations (à une échelle plus ou moins annuelle). Au glissement du Hohberg, une augmentation des mouvements a été observée au début des années 1950 et, depuis le milieu des années 1980, les accélérations se sont intensifiées; les années les plus actives étant 1987-88, 1994, 1995 et 1999. Cette même analyse effectuée sur le glissement de Villarbeney a également indiqué un accroissement de l'activité au cours des années 1950. En revanche, le couloir principal de ce glissement a montré un réel ralentissement depuis les années 1980, vraisemblablement occasionné par des

travaux d'assainissement. Quant au glissement de Falli Hölli, les variations d'activité enregistrées au cours du 20ème siècle ont révélé des similitudes évidentes avec celles du Hohberg, du moins jusqu'en 1994. En effet, le glissement de Falli Hölli a subi une crise catastrophique au printemps 1994 qui l'a conduit, par la suite, à un état de relative "passivité".

En outre, des mesures de déplacements ont été effectuées afin de déterminer avec exactitude le moment du déclenchement des accélérations. Sur le glissement du Hohberg, une accélération majeure survenue en hiver-printemps 1999 a pu être intégralement suivie, grâce entre autres à l'utilisation d'un appareil de mesures laser qui enregistre des distances en continu (DICLAS). De même, sur le glissement de Falli Hölli, des mesures GPS très rapprochées ont permis de définir avec précision l'évolution des vitesses caractérisant la crise catastrophique de 1994.

Les données d'activité récente et actuelle ont ensuite été confrontées aux principaux paramètres climatiques susceptibles d'avoir une influence sur la stabilité. Il s'agit des précipitations (brutes et efficaces), de la température ainsi que des chutes de pluie et de neige. Les essais de corrélation ont été réalisés à trois échelles temporelles distinctes, à savoir le moyen (échelle pluviannuelle), le court (échelle saisonnière à annuelle) et le très court terme (échelle journalière à mensuelle).

Au niveau du moyen terme, le lien entre l'activité générale du glissement et l'évolution des conditions climatiques a été défini pour une période de 20 ans au glissement du Hohberg, de 15 ans à Falli Hölli et de 8 ans à Villarbeney. Ces résultats démontrent la grande sensibilité du glissement de Villarbeney à l'égard des variations climatiques, probablement due à la présence d'une masse active moins volumineuse et un bassin versant moins étendu qui diminue le temps de transit
de la recharge du glissement en eaux souterraines. Sur le site du Hohberg, les précipitations et les pluies annuelles ont été reconnues comme étant les paramètres climatiques les plus influents sur l'évolution de l'activité. Par ailleurs, l'influence des précipitations et des pluies hivernales a également été démontrée. En revanche, l'incidence des variations des chutes de neige est minime, ou en tout cas largement moins marquée que celle des pluies. Quant aux températures, les corrélations ont mis en évidence un lien très probable entre l'augmentation de l'activité et le réchauffement sur le moyen terme. En ce qui concerne le glissement de Falli Hölli, les essais de corrélations ont révélé des influences quasi identiques, à l'exception du fait qu'aucun lien préférentiel n'a été établi entre les chutes de pluie et de neige. Quant au glissement de Villarbeney, la principale différence observée concerne l'absence de corrélation avec les températures.

L'étude de l'influence des variations de court terme a démontré que seules les précipitations et les pluies avaient une incidence certaine sur les phases d'accélération majeure du glissement du Hohberg, et ceci tant au niveau des conditions estivales que hivernales. En revanche, la neige et la température indiquent clairement une influence moindre. Cette tendance, valable également pour le site de Falli Hölli, n'a toutefois pas été reconnue au glissement de Villarbeney qui semble peu influencé par les variations climatiques de court terme.

Des conditions de très court terme propices au déclenchement d'une accélération ont été observées lors de l'accélération de 1999 du glissement du Hohberg et durant l'événement catastrophique de Falli Hölli en 1994. Dans les deux cas il s'agissait de conditions printanières défavorables où des périodes de fonte ont été associées à des chutes de pluies. Dans ce cas, tous les paramètres climatiques prédéfinis peuvent être considérés comme influents sur la stabilité du glissement.

L'étape ultime de cette étude s'est concentrée sur les prévisions de l'évolution des glissements pour le 21<sup>ème</sup> siècle. Les résultats, basés sur les scénarios de l'IPCC (2001; OcCC, 2002) ont indiqué une tendance défavorable pour les glissements du Hohberg et de Falli Hölli. Toutefois, une interrogation subsiste concernant l'incidence de la probable disparition du manteau neigeux à moyen terme. Il a été supposé que l'augmentation de la température prévue pour 2050, estimée à 1.5 – 2 °C, ne soit pas suffisante pour faire disparaître entièrement le manteau neigeux hivernal. Par conséquent, la présence de fonte massive peut être préservée. En revanche, après 2050, il est probable que le réchauffement implique la disparition quasi complète du stock neigeux, annulant ainsi les conditions de fonte printanière. Quant au glissement de Villarbeney, la tendance évolutive a été moins bien établie, notamment en raison du problème lié au réchauffement hivernal.

**Mots-clés:** glissement profond, Préalpes fribourgeoises, activité, accélération, dendrogéomorphologie, mesures de déplacement, conditions climatiques, prévisions (21<sup>ème</sup> siècle)

*****
ABSTRACT

Deep landslides (> 10 m) are generally character-
ized by phases of acceleration alternating with periods
of lull, but most often lack real stabilization. Due to
the continuous movement, it is difficult to evaluate the
evolution of the activity. Therefore, a new methodol-
ogy has been developed in order to precisely identify
the sub-recent (20th century) and present evolution
of deep landslide activity, and to establish some pre-
dictions as for its future trends. This methodology
represents an intermediate step between the recog-
nition of instabilities (e.g., phenomena and hazard
mapping) and investigations toward the stabilization
of sites. To test and validate this methodology, three
deep landslides located in the Prealps of Fribourg have
been studied: The Hohberg landslide as reference site,
and, for comparison, the Villarbeney and Falli Hölli
landslides.

Variations in the activity during the 20th century
were carried out using dendrogeomorphology. A
method of analysis, developed in this project to study
deep landslides, demonstrated not only a general
landslide activity but also variations in accelerations
of the intensity (approximately at annual scale). At
the Hohberg landslide, increase of movements was
observed in the beginning of the years 1950 and, since
the middle of the years 1980, accelerations were inten-
sified. The most active years were 1987-88, 1994,
1995, and 1999. The same analysis done on the Vil-
larbeney landslide also indicated a growth of activity
during the 1950. However, the main zone of this
landslide showed a real decrease of the movements
since the 1980, probably caused by anthropogenic
influence (stabilization works). As for the Falli Hölli
landslide, variations of activity recorded during the
20th century were similar to those of the Hohberg,
but only until 1994. Indeed, the Falli Hölli landslide
underwent a catastrophic event in the spring 1994 and
remained "passive" thereafter.

Furthermore, measurements of displacements were
done in order to accurately determine the phase of
accelerations. At the Hohberg landslide, a major accel-
eration occurred in winter-springtime 1999 that can be
constrained, particularly with using a laser measure-
ment device that continuously records displacements
(DICLAS). In the same way, on Falli Hölli landslide,
successive GPS measurements led to precisely define
the rate of displacements during the 1994 event.

The data of recent and present activity were
compared to main climatic parameters that potentially
influenced the stability, namely precipitations (raw
and effective), temperature as well as rainfalls and
snowfalls. The correlation tests were done at three
distinct temporal scales: medium (multi-year scale),
short (seasonal to yearly scale) and very short term
(daily to monthly scale).

At the medium scale, relationships between general
landslide activity and climatic conditions evolution
were defined for a period of 20 years for the Hohberg
landslide, 15 years for Falli Hölli, and 8 years for
Villarbeney. These results demonstrated the high sen-
sitivity of the Villarbeney landslide with regard to
climatic variations, probably due to a volumetrically
less active mass and a less extended watershed basin
that reduced the water flow (recharge of the landslide).
At the Hohberg site, yearly precipitations and rainfalls
were identified as the most influent climatic parameters
on the landslide activity. Furthermore, the influence
of winter precipitations and rainfalls has been dem-
onstrated. However, the impact of snowfall variations
is minor in comparison to that of rainfalls. As for
temperature, the correlations demonstrated an obvious
link between increase in activity and warming on the
medium scale. With regard to the Falli Hölli landslide,
the tests of correlations revealed almost identical rela-
tionships, except that no preferential link has been
established between the rainfalls and snowfalls. As for the Villarbeney case study, no correlation was observed between landslide activity and temperature.

The study of influence at the short-term scale demonstrated that precipitations and rainfalls had an obvious impact on the major acceleration phases of the Hohberg landslide. However, snow and temperature had a minor influence. This general tendency, also valid for the site of Falli Hölli, has not been recognized at the Villarbeney landslide that seems less influenced by short-term climatic variations.

At the very short-term scale, specific climatic conditions were observed concerning the acceleration of the Hohberg landslide in 1999 and the catastrophic event of Falli Hölli in 1994. In both cases, melting during spring combined with rainfalls played a major role in acceleration triggering. In this case, all consid-

ered climatic parameters can be regarded as controlling factors of landslide stability.

The ultimate step of this study concentrated on forecast of the evolution of the studied landslides for the 21st century. The results, based on IPCC scenarios (IPCC, 2001; OcCC, 2002) indicated unfavourable trend for the Hohberg and Falli Hölli landslides. However, the impact of the melting ice cover at the medium scale remains uncertain. It seems unlikely that temperature increase estimated at 1.5 to 2 °C for 2050 can lead to the melting of the entire winter ice cover. Therefore, massive melting can be preserved. However, after 2050, it is likely that warming can lead to the melting of the entire winter ice cover. The spring melting will, thereafter, not longer influence the landslide activity. As for the Villarbeney landslide, the trend for the future landslide evolution cannot clearly be established, partly due to winter warming.

**Keywords:** deep landslide, Prealps of Fribourg, activity, acceleration, dendrogeomorphology, displacement measurements, climatic conditions, forecasting (21st century)

*****
ZUSAMMENFASSUNG

Tiefgründige Rutschungen (Scherhorizont tiefer als 10 m) zeichnen sich in der Regel durch alternierende Beschleunigungs- und Ruhephasen aus, zeigen aber nur selten länger andauernde Perioden wirklicher Stabilität. Da diese kontinuierliche Bewegung eine exakte Untersuchung der Entwicklung der Rutschaktivität erschwert, wurde eine neue Methodik entwickelt, um die subrezente (20. Jh.) und aktuelle Aktivitätsentwicklung tiefgründiger Rutschungen präzise nachzuvollziehen, sowie deren zukünftiges Verhalten vorhersagen zu können. An der Schnittstelle von Rutschungsklassifizierung (z.B. Phänomen- und Gefährdungskarten) und Stabilitätsuntersuchungen angesiedelt, wurde die entwickelte Methodik an drei tiefgründigen Rutschungen in den Freiburger Voralpen getestet. Die Rutschung Hohberg diente dabei als Referenzlokalität, mit der die Rutschungen Villarbeney und Falli Hölli verglichen wurden.

Die subrezenten Variationen der Rutschungs-
aktivität wurden durch dendrogeomorphologische
Analysen ermittelt. Diese neu entwickelte Unter-
suchungsmethode ermöglicht nicht nur die Rekons-
truktion des generellen zeitlichen Ablaufs der
Rutschaktivität, sondern darüber hinaus auch das
Erfassen von Änderungen der Rutschgeschwin-
digkeit auf annähernd ein Jahr genau. In Hohberg
lässt sich eine Verstärkung der Hangbewegungen zu
Beginn der 50er Jahre, sowie eine weitere
Intensivierung der Beschleunigung seit Mitte der
80er Jahre nachweisen, mit Spitzenwerten in den
Jahren 1987-88, 1994, 1995 und 1999. Die Rut-
schung Villarbeney zeigt ebenfalls ein Anwachsen
der Aktivität im Laufe der 50er Jahre. Im Haupt-
korridor dieser Rutschung nimmt die Aktivität
dagegen seit den 80er Jahren ab, was sich wahr-
scheinlich auf den Erfolg von Hangstabilisierungs-
arbeiten zurückführen lässt. Der Aktivitätsverlauf der

Rutschung Falli Hölli während des 20. Jh. zeigt klare
Parallelen mit der Referenzlokalität Hohberg, aller-
dings nur bis 1994. Im Frühjahr dieses Jahres
ereignete sich in Falli Hölli eine Krise katastrophalen
Ausmasses, seitdem befindet sich die Rutschung in
einem „passiven“ Zustand.

Ausserdem wurden in-situ Bewegungsmessungen
durchgeführt, welche das exakte Erfassen von
Beschleunigungsphasen erlaubten. In Hohberg ereig-
nete sich im Winter/Frühjahr 1999 eine bedeutende
Beschleunigung, die mit einem kontinuierlich auf-
zeichnenden Laser-Abstandsmessgerät (DICLAS)
lückenlos dokumentiert werden konnte. Ebenso
erlaubte eine Serie von in sehr kurzen Zeitabständen
wiederholten GPS-Messungen die präzise Rekons-
truktion des Geschwindigkeitsverlaufs der Rut-
schung Falli Hölli im Katastrophenfrühjahr 1994.

Die gesammelten Daten über rezente Aktivität,
bzw. Aktivitäten in der jüngeren Vergangenheit
wurden mit den wichtigsten klimatischen Parametern
– Niederschlagsmenge (brutto und effektiv, Schnee
oder Regen) und Temperatur – verglichen, welche
potentiell einen Einfluss auf die Hangstabilität haben.
Die Korrelationen wurden für drei verschiedene
Zeitmassstäbe durchgeführt: mittelfristig (mehrere
Jahre), kurzfristig (mehrere Monate bis ein Jahr) und
sehr kurzfristig (Tage bis Monate).

Der mittelfristige Zeitmassstab für die Zusam-
menhänge zwischen genereller Rutschungsaktivität
und Klimabedingungen wurde für die Lokalität
Hohberg auf eine Zeitspanne von 20 Jahren definiert,
für Falli Hölli auf 15 und für Villarbeney auf 8 Jahre.
Darin spiegelt sich die höhere Empfindlichkeit der
Rutschung Villarbeney gegenüber klimatischen
Bedingungen wider, die wahrscheinlich im kleineren
Volumen der aktiven Rutschmasse und einem klei-
neren Einzugsgebiet (was zu geringerer Infiltration führt) begründet ist. In Hohberg wurden die jährlichen Niederschlags- und Regenmengen als wichtigste klimatische Einflüsse auf die Rutschaktivität bestimmt. Ausserdem konnte auch die Bedeutung von Winterniederschlags- und Winteregenmengen gezeigt werden. Betrachtet man den Einfluss der Temperatur, so zeigen die Korrelationen für den mittelfristigen Zeitmassstab einen klaren Zusammenhang zwischen verstärkter Rutschaktivität und klimatischer Erwärmung. Für die Lokalität Falli Hölli belegen die Korrelationen fast identische Reaktionen auf die klimatischen Signale, allerdings scheinen hier, im Unterschied zu Hohberg, die jährliche Schnee- und die Regenmenge nicht als getrennte Einflussfaktoren zu wirken. In Villarbeney lässt sich kein nachweisbarer Zusammenhang zwischen Rutschaktivität und Temperatur nachweisen.

Die Untersuchung der kurzfristigen Einflüsse ergab, dass in diesem Zeitmassstab nur die Niederschlags- und Regenmenge in eindeutigem Zusammenhang mit bedeutenden Beschleunigungsphasen der Rutschung Hohberg stehen. Schneemenge und Temperatur haben dagegen nur untergeordnete Bedeutung. Dieser, auch für die Rutschung Falli Hölli gültige, generelle Trend zeigt sich in der Rutschung Villarbeney nicht; diese wird von kurzfristigen Klimaschwankungen anscheinend weniger stark beeinflusst.

Die Beschleunigung der Rutschung Hohberg 1999, wie auch die katastrophalen Ereignisse in Falli Hölli 1994, waren an spezifische klimatische Ereignisse (sehr kurzfristiger Zeitmassstab) gekoppelt. In beiden Fällen fiel die Schneeschmelze mit starken Regenfällen zusammen, was unmittelbar zur Auslösung der Hangbewegungen führte. Hierbei können alle untersuchten klimatischen Parameter als negative Einflussfaktoren auf die Hangstabilität angesehen werden.

Im abschliessenden Teil dieser Arbeit wird eine Vorhersage der weiteren Entwicklung der untersuchten Rutschungen für das 21. Jh. versucht. Basierend auf den IPCC-Szenarios (IPCC, 1999; OCC, 2002) ergibt sich ein unvorteilhafter Verlauf für die Rutschungen Hohberg und Falli Hölli, wobei der Einfluss des wahrscheinlichen, mittelfristigen Abnehmens der Schneedecke jedoch nur schwer abzuschätzen ist. Von deren völligem Verschwinden kann bei einer potentiellen Erwärmung von 1.5 - 2°C bis zum Jahr 2050 noch nicht sicher ausgegangen werden. Nach 2050 dagegen ist es durchaus möglich, dass es bei fortgesetzter Erwärmung nicht mehr zur Ausbildung einer winterlichen Schneedecke kommen und somit der negative Effekt der Schneeschmelze im Frühjahr wegfallen wird. Eine Vorhersage der weiteren Entwicklung der Rutschung Villarbeney ist, speziell aufgrund der Unsicherheiten über den Verlauf der winterlichen Erwärmung, wesentlich schwieriger.

**Schlüsselbegriffe:** tiefgründige Rutschungen, Freiburger Voralpen, Aktivität, Beschleunigung, Dendrogeomorphologie, Bewegungsmessung, klimatische Bedingungen, Vorhersagen (21. Jh.)

*****
AVANT-PROPOS

Au terme de cette aventure qui restera une période importante de ma vie, je tiens à remercier tous les gens qui, de près ou de loin, ont participé à la réalisation de cette thèse.

En premier lieu, je souhaite exprimer toute ma reconnaissance au Prof. Christian Caron, mon directeur de thèse, pour m'avoir donné l'opportunité de réaliser ce travail de recherche et de m'avoir confié un poste d'assistant à l'Institut de Géologie. Je tiens également à le remercier pour les conditions de travail mises en place qui étaient en tous points optimales.

Durant ces "quatre années" de thèse, le Dr. Hugo Raetzo m'a apporté une aide et un soutien inestimable, tant scientifiquement que moralement. Il a su m'encourager durant les grandes périodes de doute (ou durant les périodes de grands doutes), grâce à son enthousiasme inébranlable pour la recherche. En outre, il m'a offert la possibilité de participer à de nombreuses expériences extra-universitaires très enrichissantes, dont notamment une mission au Tadjikistan qui restera un souvenir extraordinaire. Merci Hugo !

Je remercie le Prof. Imre Müller, de l'Université de Neuchâtel, pour avoir accepté de faire partie de mon jury de thèse, malgré le temps restreint dont il disposait pour la lecture du manuscrit.

Un grand merci au Prof. André Strasser, qui est à la fois l'initiateur du projet et membre du jury. Son sens de l'analyse et la pertinence de ses remarques ont permis d'élargir mon champ de vision et de me poser de multiples questions.

Je remercie spécialement Florence Dapples, à la fois, collègue, amie et collocataire de bureau, qui m'a permis de vivre ces quatre années dans une ambiance formidable. Un très grand merci pour toutes les dis-

cussions, les coups de main et le magnifique travail de reviewage ! Bonne chance pour la suite, et notamment pour la (première) mission en Ethiopie !

Ce travail de thèse doit en grande partie son existence aux soutiens financiers de l'Etablissement Cantonal d'Assurance des Bâtiments (ECAB, Fribourg). Un grand merci à M. Pierre Ecoffey, directeur de cet établissement. Je remercie également l'Office Fédéral des Eaux et de la Géologie (Bienne-Berne) pour le soutien et l'intérêt qu'ils ont témoigné à la réalisation de cette recherche.

Ma reconnaissance s'adresse également à Jean-Marie Wicht qui m'a offert la possibilité de travailler en tant que collaborateur libre chez Geotest SA, me permettant ainsi de côtoyer de plus près le monde de la pratique (et en même temps d'arrondir les fins de mois).

Les analyses dendrogéomorphologiques n'auraient pu se réaliser sans la contribution des membres du Laboratoire de Dendroécologie de l'Institut de Géographie (UNIFR). Je tiens vivement à remercier le Prof. Michel Monbaron pour la mise à disposition des locaux et des appareils de mesures, ainsi que Markus Stoffel et Holger Gärtner pour leurs très nombreux conseils et leur grande disponibilité. Un grand merci aussi au Laboratoire Romand de Dendrochronologie (LRD, Moudon), et plus particulièrement à Jean-Pierre Hurni pour toutes les discussions et les conseils.

De nombreuses données traitées dans cette thèse sont le fruit de collaborations établies avec plusieurs bureaux privés et services publics. Un grand merci surtout à B. Loup de l'Office des Constructions et de l'Aménagement du Territoire (OCAT, Fribourg), W. Eyer du Service des Forêts et de la Faune (Fribourg), J.-M. Wicht et K. Graf de Geotest SA (Fribourg et Zol-
likofen), P. Tullen et P. Turberg du GEOLEP (EPF de Lausanne), B. Philipona de Philipona & Brügger (Plaffeien, FR) et O. Overney du Service des Eaux et Endiguement (Fribourg). Je tiens également à remercier l'Eidg. Forschungsanstalt für Wald, Schnee und Landschaft (WSL, Birmensdorf) pour la livraison des données météorologiques de la station du Rotenbach, ainsi que P. Aviolat de Géolina SA (Fribourg), S. Anatra d'ABA-Géol SA (Fribourg) et F. Becker de l'OPEN (Fribourg) pour la mise à disposition de nombreux rapports. Enfin, un grand merci à Frédéric Bossy pour les conseils et le reviewage (plein succès pour la thèse !) ainsi qu'à Reynald Delaloye et Franziska Keller pour leur aide ponctuelle.

Je remercie les enseignants (actuels et anciens) de l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg pour leur disponibilité et leur soutien tout au long de ces quatre années de thèse. Les discussions et les excur-sions réalisées ensembles resteront d'excellents souve-nirs. Merci à vous: Michèle Caron, Raymond Plancherel, Jean-Pierre Berger, Jon Mosar, Bernard Loup et Olivier Lateltin. Un grand merci également à Bernard Grobéty de l'Institut de Minéralogie pour son intérêt et ses conseils scientifiques.

Je souhaite associer aux remerciements tous les collègues qui ont contribué à créer une atmosphère extrêmement sympathique au sein de l'Institut. Je pense notamment à Luc Braillard (merci pour toutes les discussions et les super moments passés ensem-

ble !), Elias Samankassou (merci pour tout et bonne chance pour la suite !), Damien Becker (l'ami de la molasse !), Claude Colombié (plein succès à Lyon !) et Niels Rameil (courage pour la fin de la rédaction !). La chaleureuse ambiance de l'Institut a également bénéficié de la présence des "anciens", les docteurs Christophe Dupraz, Jean-Bruno Pasquier, Chantal Python, Stephan Dall'Agnolo, Wolfgang Hug, Laurent Picot et Heiko Hillgärtner ainsi que les nombreux diplômants et les collègues minéralogistes.

Je tiens également à remercier très chaleureusement les collaborateurs techniques de l'Institut de Géologie, Françoise Mauroux (merci pour les copies de dernière minute), Daniel Cuennet et Patrick Dietsche, pour leur aide très précieuse.

Enfin, mes plus chaleureux remerciements s'adressent à ma famille qui a été omniprésente durant toute cette période. Je remercie de tout coeur ma compagne Patricia qui, en plus de m'avoir supporté durant ce périple, m'a apporté un énorme soutien. Un immense merci à parents qui m'ont toujours soutenu et aidé, tant financièrement que moralement, et à ma sœur Nicole, toujours prête à m'encourager. J'aimerais également associer à ces remerciements mes grands-parents qui sont tout simplement des gens formidables, et saluer la venue de Jules, nouveau membre de la famille. Merci infiniment à vous tous !

*****
# 1 - INTRODUCTION

## 1.1. OBJECTIFS ET DÉMARCHE

L'intérêt que suscitent les phénomènes d'instabilité de terrain s'est fortement accru ces dernières décennies, surtout en raison des dégâts occasionnés par divers événements catastrophiques, tels que l'éboulement de Randa en 1991 ou le glissement de terrain de Falli Hölli (Chlőwena) en 1994. L'éboulement de Randa dans le Mattertal (VS), qui impliqua environ 20 millions de m³ de matériel, provoqua l'obstruction complète de la rivière et la coupure nette de la ligne de chemin de fer reliant Visp à Zermatt (SCHINDLER et al., 1993; BONNARD et al., 1995). La crise catastrophique du glissement de Falli Hölli, dans les Préalpes fribourgeoises, a causé la destruction totale d'un lotissement d'une trentaine de résidences (RAETZO & LATELTIN, 1996; Chap. 5.2). Au cours du printemps 1999, des dommages chiffrés à 1.4 milliards de francs ont été occasionnés par la réactivation de plus de 350 glissements de terrain à travers la Suisse (BOLLINGER et al., 2000). Enfin, il faut relever le désastre survenu à Gondo (Haut-Valais) en automne 2000 qui provoqua le décès de 14 personnes et la destruction partielle du village.

L'augmentation des dégâts et des coûts liés aux instabilités de terrain est devenue une source de préoccupation qui touche l'ensemble du territoire helvétique. En effet, l'utilisation du sol s'intensifiant, le nombre d'infrastructures exposées à des risques d'instabilités de terrain s'accroît. Il est donc primordial, pour établir des plans d'aménagement du territoire, non seulement d'identifier ces phénomènes, mais également de mieux cerner leur comportement afin d'anticiper des dégâts probables.

L'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg est actif dans le domaine des instabilités de terrain

depuis de nombreuses années et, suite notamment à l'étude du PNR 31 de LATELTIN et al. (1997) et à la thèse de doctorat de RAETZO-BRÜLHART (1997), un projet réparti en deux volets a été mis sur pied. Le premier, entrepris par DAPPLES (2002), concerne la reconnaissance et l'évolution des instabilités de terrain au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène, ainsi que leur relation avec les changements climatiques, les fluctuations de la végétation et l'activité humaine. En effet, peu de données existent sur l'activité historique des mouvements de terrain en Suisse. Seuls quelques rares études mettent en évidence des enregistrements d'instabilités anciennes (SCHLÜCHTER, 1988; Pugin, 1989; SCHOENEICH et al., 1997, SCHOENEICH, 1998). Ce premier volet a donc été entrepris dans le but de produire une base de données riche et de qualité, concernant surtout les Préalpes fribourgeoises, mais également l'ensemble de la Suisse.

Le deuxième travail de recherche, présenté ici, intervient de manière complémentaire avec le premier. Il traite de l'évolution de l'activité actuelle et récente (20ème siècle) des glissements de terrain et de leur relation avec les conditions climatiques. En effet, la plupart des études se préoccupent surtout du comportement actuel des glissements de terrain, ce qui se traduit le plus souvent par des travaux ciblés sur les propriétés géotechniques et hydrogéologiques du bassin versant. Ce type d'approche est indispensable si l'on souhaite assainir efficacement un glissement en phase d'accélération, mais le temps ainsi que les investissements techniques et financiers requis sont très importants. Une telle investigation n'est donc généralement envisageable que dans des cas d'urgence, lorsque des personnes ou des biens matériels sont sérieusement menacés. Un moyen serait alors de travailler plus en amont, en anticipant les périodiques.
des de crise d'un glissement. Pour cela, il faut avoir connaissance de l'état d'activité du glissement et de sa tendance évolutive, afin d'évaluer le danger qu'il représente dans un futur proche. C'est ce que propose cette étude, à savoir une méthode d'analyse, à la fois simple et efficace, qui permet de reconnaître la sensibilité d'un glissement à l'égard des conditions climatiques et d'établir des pronostics quant à son évolution future.

Cette analyse consistera, dans un premier temps, à déterminer l'état actuel de l'activité du glissement ainsi que son évolution au cours du 20ème siècle, à différentes échelles temporelles. Les objectifs sont définis par les questions suivantes:

- Quelles ont été les phases les plus actives durant le 20ème siècle ? Quelle est la tendance actuelle de l'évolution de son activité ?

- Quand ont eu lieu les accélérations majeures du glissement ? Sont-elles plus marquées ces dernières décennies qu'auparavant ?

Après avoir effectué une reconnaissance sur l'évolution de l'activité du glissement, des essais de corrélation avec les principaux paramètres climatiques seront entrepris, afin de donner une réplique aux questions suivantes:

- Quelles sont les paramètres climatiques qui démontrent le plus d'influence sur l'activité du glissement ? les précipitations, la pluie, la neige, la température ?

- A quelle échelle temporelle les paramètres climatiques exercent-ils une influence ? au niveau décennal ? annuel ? mensuel ? journalier ?

- Quelle période de l'année influe le plus sur l'activité du glissement ? l'été ? l'hiver ?

La dernière étape consistera à établir des pronostics quant à l'évolution future de l'activité du glissement. Pour cela, des prévisions climatiques seront appliquées sur les résultats obtenus pour le 20ème siècle. L'objectif principal de cette partie finale de l'étude se résume à la question suivante:

- Quelle sera l'évolution du glissement au cours du 21ème siècle ? autrement dit, l'évolution climatique future est-elle favorable ou défavorable à sa stabilité ?

## 1.2. MÉTHODOLOGIE

Plusieurs domaines seront abordés pour la réalisation de ce travail, chacun d'eux étant représenté par une ou plusieurs méthodes d'analyse.

Concernant l'étude de l'activité des glissements, les méthodes utilisées sont représentées par la cartographie (carte des instabilités), la dendrogéomorphologie et les mesures de déplacement.

La carte des instabilités consiste à relever, essentiellement sur la base de critères géomorphologiques, le type de processus, l'extension du glissement, le degré d'activité générale et la profondeur du plan de glissement. Dans ce travail, le type de représentation et les critères de subdivisions choisis coïncident plus ou moins avec la légende proposée dans les recommandations fédérales (KIENHOLZ & KRUMMENACHER, 1995; LATELTIN, 1997). En effet, mis à part quelques nuances au niveau du choix des couleurs et parfois de la présence de subdivisions complémentaires, les critères de base sont identiques. Les principaux éléments définis pour la réalisation de la carte des instabilités, à savoir le type de processus, le degré d'activité et la profondeur du plan de glissement, sont décrits dans les chapitres 1.4.1. et 1.4.2.

La dendrogéomorphologie est une méthode qui utilise les anomalies de croissance des arbres comme des indicateurs d'activité. Cette méthode, logistiquement très simple et peu coûteuse, permet d'obtenir des informations précieuses sur l'évolution des mouvements. Deux types d'analyse ont été développés dans le cadre de ce projet: le type A qui intègre uniquement les anomalies de croissance créées par la formation de bois de réaction, et le type B qui prend en compte à la fois le phénomène des bois de réaction et celui de l'excentricité de croissance. Si le type A est utilisé afin de reconnaître la tendance générale de l'activité du glissement, le type B permet de définir les variations d'intensité des accélérations du glissement. Ces deux méthodes sont décrites et discutées en détail dans le chapitre 2 "Dendrogéomorphologie".

Pour un suivi précis de l'évolution des mouvements, plusieurs systèmes de mesures de déplacement ont été utilisés: le GPS, les mesures de distances par laser (théodolite laser, Disto™, DICLAS), les mesures de distance par câble et l'inclinométrie. Le GPS (Global Positioning System) est un système de posi-
tionnement par satellites qui permet de mesurer le
déplacement d'un point en observant l'évolution de
ses coordonnées au cours du temps. Le théodolite
laser et le Disto™ sont des appareils de mesures qui
permettent de déterminer un déplacement en étudiant
les variations de distances entre un point fixe et un
point mobile. Le DICLAS est un système de mesures
laser automatisé, mis en place par le Laboratoire de
Mécanique des Sols (LMS) de l'EPFL, dont l'appa-
reil est installé sur un endroit fixe et enregistre en
continu la distance qui le sépare d'un point situé sur la
masse active. Les mesures de distance par câble s'ef-
fectuent simplement en observant le déroulement d'un
câble entre un point fixe et un point mobile. Quant
à l'inclinométrie, l'appareillage se présente sous la
forme d'une sonde que l'on introduit dans un tube de
forage; les déplacements sont enregistrés au niveau
du plan de glissement grâce à la déformation subie
par le tube. La description détaillée de ces différentes
techniques de mesures est présentée dans le chapitre 3
"Mesures de déplacement".

L'analyse climatologique est basée sur la
détermination des différents paramètres climatiques
(précipitations, précipitations efficaces, température,
chutes de pluie et de neige) susceptibles d'influencer
l'activité du glissement. Le calcul des ces paramètres
est effectué à partir des données brutes de
précipitations et de températures (valeurs journalières
et mensuelles) fournies par les stations
météorologiques locales ou régionales. Les différents
paramètres sont ensuite confrontés aux résultats de
l'analyse de l'activité à différentes échelles temporel-
les. Puis, pour les prévisions futures, les scénarios
climatiques prévisionnels du Groupe d'experts inter-
gouvernemental sur l'évolution du climat (GIEC, en
anglais IPCC) seront appliqués sur les résultats obte-
nus pour le 20ᵉ siècle.

Parallèlement à cette thématique, une étude con-
cernant le fonctionnement hydrogéologique sera éga-
lement abordée, le but étant de reconnaître l'influence
des différents secteurs du bassin versant sur l'ali-
mentation du glissement en eaux souterraines. Cette
approche ne sera toutefois pas appliquée de manière
systématique sur l'ensemble des sites, en raison d'un
manque de temps et de moyens techniques. Les prin-
cipales méthodes utilisées concernent la cartographie
des points d'eau, les analyses physico-chimiques des
eaux des exutoires et les mesures géophysiques au
RMT (Radio-magnetotelluric). Comme ce domaine
ne constitue pas le thème central de cette étude,

la description des méthodes ne fait pas l'objet d'un
chapitre particulier; elle sera exposée succinctement
lors de la présentation de l'étude hydrogéologique
(Chap. 4.4).

1.3. SITES D'ÉTUDE

Trois sites ont été sélectionnés pour réaliser cette
'étude (Fig. 1.1): il s'agit des glissements du Hohberg
(Chap. 4), de Villarbeney et de Falli Hölli (Chap. 5),
situés dans les Préalpes fribourgeoises. Le choix a été
déterminé sur la base de plusieurs critères, tels que
le type d'instabilité, le nombre de données existantes
et l'accessibilité du site. Il est primordial que les
différents sites soient représentés par un mécanisme
d'instabilité plus ou moins identique, si l'on veut
effectuer par la suite des comparaisons. Les trois
sites retenus sont définis globalement comme des
"glissements de terrain profonds", autrement dit des
instabilités représentées par le déplacement d'une
masse de plus de 10 mètres d'épaisseur le long d'une
surface de glissement (KIENHOLZ & KRUMMENACHER,
1995; LATELTIN et al., 1997; Chap. 1.4).

Le glissement de Hohberg-Rohr, plus communé-
ment appelé glissement du Hohberg, a été choisi
comme site de référence en raison des nombreux
travaux d'investigation dont il a été l'objet depuis
plusieurs années. Il est situé dans les Préalpes fri-
bourgeoises à environ 7 km au sud de Plaffeien et
1.5 km au nord du Schwarzsee, en rive droite de la
Warme Sense (coordonnées moyennes du glissement:
590.100/169.850; Fig. 1.1). Il s'étend sur près de 2
km² et implique un volume d'environ 30 millions de
m³, si l'on tient compte de la masse active et latente
(RAETZO et al., 2000).

Compte tenu du nombre limité de données exis-
tantes, les glissements de Villarbeney et de Falli Hölli
sont intégrés dans cette étude dans un but de com-
paraison. Le glissement de Villarbeney est situé au
front des Préalpes fribourgeoises, sur la rive est du
lac de la Gruyère (coordonnées moyennes du glisse-
ment: 575.600/164.740; Fig. 1.1). Il prend naissance
vers 1300 m d'altitude et s'étend jusqu'en bordure de
la route cantonale reliant les villages de Villarbeney
et Villarvolard, à environ 740 m d'altitude. Avec une
longueur de plus de 1.8 km et une largeur variant
entre 100 et 800 m, sa superficie avoisine 1 km² Le
glissement de Falli Hölli est également localisé dans
<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Fig. 1.1 Location of studied landslides (1: Hohberg, 2: Falli Hölli, 3: Villarbeney).</figcaption></figure>

les Préalpes fribourgeoises, à environ cinq kilomètres au nord-ouest du Schwarzsee (Fig. 1.1). 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. Avec une longueur de 2 km et une largeur maximale de 700 m, il concerne un volume important de matériel meuble, estimé à 33 millions de m³ (LATELTIN et al., 1997a).

# 1.4. TERMINOLOGIE ET DÉFINITIONS

## 1.4.1. Type d'instabilités

De nombreuses classifications et définitions des mouvements de terrain ont été proposées. Certains auteurs (e.g. VARNES, 1978; CRUDEN & VARNES, 1996) se sont basés sur le type de matériel impliqué dans le mouvement, alors que d'autres (BRUNSDEN, 1985; HUTCHINSON, 1988; EPOCH, 1993; DIKAU et al., 1996) ont opté pour une classification plus complète

en combinant plusieurs paramètres, tels que le mécanisme, la morphologie, le type de matériel et la vitesse des mouvements. Les définitions utilisées dans cette étude sont issues d'une classification plus simple, proposée dans le "Multilingual Landslide Glossary" (WP/WLI, 1993) et reprise dans les recommandations fédérales (LATELTIN, 1997). Cette classification différencie 5 types de mouvements provoqués par des mécanismes distincts: les processus de chute, de glissement, d'écoulement, de basculement et d'étalement. Toutefois, seuls les trois premiers sont définis ici, étant donné que les processus de basculement et d'étalement ne sont pas représentés dans cette étude.

Le processus d'éboulement (chute) commence avec la désagrégation de matériel rocheux ou meuble sur une pente raide le long d'une surface sur laquelle ne se développent que peu de mouvements de cisaillement. Le matériel tombe ensuite principalement en chute libre, en rebondissant ou en roulant. Au niveau de la classification, on parle généralement de chute de pierres (D < 50 cm) et de blocs (D > 50cm) s'il s'agit
d'un phénomène de chute sporadique. En revanche, en présence d'un volume plus conséquent, les termes d'éboulement (100 – 1000'000 m³) et d'écroulement (> 1 mio m³) sont utilisés.

Le processus de glissement est un mouvement de pente vers l'aval, affectant une masse rocheuse ou de terrain meuble, le long d'une ou plusieurs surfaces de glissement ou suivant des zones relativement minces de déformation intense par cisaillement. Les glissements peuvent être de type **rotationnel** (surface de glissement circulaire) ou **translationnel** (déplacement plus ou moins parallèle à la topographie). En outre, les glissements de terrain peuvent être classés selon leur degré d'activité et leur profondeur (Chap. 1.4.2).

Le processus d'écoulement (coulée) résulte du mouvement continu d'une zone superficielle de terrain quittant rapidement la zone de cisaillement, de manière compacte au départ, mais ne conservant généralement pas ce caractère compact. La répartition des vitesses au sein de la masse en mouvement est semblable à celle d'un écoulement visqueux. Dans cet type de processus, on distingue surtout la **coulée de boue** ("Hangmur") de la **lave torrentielle** ("Murgang"); la coulée de boue définit un processus d'écoulement survenant dans le versant alors que la lave torrentielle indique un phénomène canalisé dans le lit d'un cours d'eau. Il faut également citer le terme allemand de "**Schuttstrom**", fréquemment utilisé dans ce travail, qui décrit l'écoulement d'une masse très visqueuse composée de blocs et de boue. Le "Schuttstrom" est considéré comme un processus d'écoulement car son comportement est caractérisé par une déformation visco-plastique, sans réel plan de glissement. Les vitesses sont généralement plus élevées que celles d'un glissement mais plus faibles que celles d'une coulée de boue ou d'une lave torrentielle.

## 1.4.2. Classification des glissements de terrain

Les glissements de terrain peuvent être classés selon la profondeur estimée de la surface de glissement et selon le degré d'activité, défini par une évaluation de la vitesse moyenne à long terme des mouvements. La classification proposée dans les "Recommandations – Prise en compte des dangers dus aux mouvements de terrain dans le cadre des activités de l'aménagement du territoire" (LATELTIN, 1997) définit 3 subdivisions pour chacun des deux paramètres:

Par rapport à la profondeur de la surface de glissement:

- Glissement superficiel: 0 – 2 m

- Glissement semi-profond: 2 – 10 m

- Glissement profond: > 10 m

Par rapport à l'activité:

- Glissement stabilisé, très lent: 0 – 2 cm/an

- Glissement peu actif, lent: 2 – 10 cm/an

- Glissement actif (ou lent avec phases rapides):

> 10 cm/an

## 1.4.3. Facteurs d'instabilités

Les glissements de terrain présentent des variations importantes d'activités au cours du temps, et ceci depuis le dernier retrait des glaciers préalpins, au début de l'Holocène. Il convient donc de faire une distinction entre les prédispositions naturelles des versants à glisser (conditions intrinsèques), les facteurs aggravants et les facteurs déclenchants (Fig. 1.2). Les définitions suivantes sont tirées de l'ouvrage du PNR 31 de LATELTIN et al. (1997):

Les conditions intrinsèques sont déterminées par l'histoire géologique du versant (lithologie, structure,...) et les processus glaciaires associés. Elles définissent les paramètres qui ne sont pas susceptibles de changer au cours du temps et représentent les prédispositions des pentes à glisser.

Les facteurs aggravants sont liés aux processus climatiques à moyen et long terme (de la dizaine au millier d'années), aux activités anthropiques (e.g. déforestation) et à l'utilisation du sol. Les précipitations pluriannuelles, les variations de l'isotherme

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Fig. 1.2 Security factor (Fs) variation according to time (LATELTIN et al., 1997)</figcaption></figure>
du 0°C, les fluctuations du niveau piézométrique et le bilan hydrologique constituent les principaux paramètres pouvant abaisser le facteur de sécurité jusqu'à une valeur proche de 1 (Fig. 1.2). Elles rendent donc les pentes susceptibles de bouger sans toutefois en provoquer la rupture (état marginalement stable ou potentiellement instable).

Les facteurs déclenchants sont les paramètres qui initient le mouvement et qui font passer une pente d'un état d'équilibre instable (facteur de sécurité entre 1.0 et 1.5) à la rupture (facteur de sécurité < 1). Ils sont représentés surtout par les conditions

climatiques de très court terme (d'ordre journalier à mensuel), les activités humaines (excavations, surcharges, travaux dans le versant,...) ou des pré-nomènes vibratoires (séismes, explosions). Dans le cadre de cette étude, le facteur relatif à l'activité sismique peut toutefois être écarté car, si l'on se réfère au catalogue ECOS du Service Suisse de Sismologie, aucun séisme d'importance notoire n'est apparu au cours du 20ème siècle dans les régions concernées. Par conséquent, les facteurs déclenchants sont représentés uniquement par les conditions climatiques et les activités anthropiques.

*****
# 2 - DENDROGÉOMORPHOLOGIE

## 2.1. INTRODUCTION

### 2.1.1. Définition

Le terme de "dendrogéomorphologie", introduit par ALESTALO (1971), décrit l'étude des processus géomorphologiques basée sur l'analyse des cernes des arbres. D'après SCHWEINGRUBER (1996), c'est une branche de la dendroécologie dans le domaine de la dendrochronologie sensu lato (Fig. 2.1).

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig. 2.1 Definition of the term "dendrochronology" after SCHWEINGRUBER (1996).</figcaption></figure>

### 2.1.2. Principe et objectifs

La dendrogéomorphologie permet d'utiliser les arbres comme marqueurs de l'instabilité du milieu, par interprétation des modifications de croissance des individus. SHRODER (1975; 1978) parle de "process-event-response" pour décrire les effets des processus géomorphologiques sur la croissance d'un arbre. Un résumé, concernant les mouvements de terrain, est présenté dans la figure 2.2.

Dans ce travail, les instabilités de terrain étudiées sont des glissements profonds (> 10m) aux mouvements généralement lents et continus. L'événement ("event") principal, dans ce contexte, est la déstabilisation des arbres ("tree inclination"), les autres (Fig. 2.2b-e) étant le plus souvent produits par des phénomènes instantanés et/ou superficiels comme des coulées de boue, des éboulements ou des glissements superficiels. Les réponses enregistrées sont alors: la formation de bois de réaction ("reaction wood"), le développement d'excentricités de croissance ("eccentric growth") ainsi que des phases de forte réduction (parfois accompagnées de reprises) de croissance ("suppression/release"). Ce dernier marqueur, utilisé par divers auteurs dans le domaine des glissements de terrain (TERASME, 1975; SHRODER, 1978; DENNELER &

<table><caption>Fig. 2.2 Main dendrogeomorphological process-event-response due to mass movements (after FANTUCCI & MCCORD, 1995). In grey: responses analysed in this study.</caption><thead><tr><th>PROCESS</th><th>EVENT</th><th>RESPONSE</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="7">Mass movement</td><td rowspan="3">a) Tree inclination</td><td>Reaction wood</td></tr><tr><td>Eccentric growth</td></tr><tr><td>Suppression/release</td></tr><tr><td>b) Abrasion of cambium</td><td>Scar development</td></tr><tr><td rowspan="2">c) Burial of stemwood<br>Exposure of rootwood</td><td>Suppression</td></tr><tr><td>Sprouting</td></tr><tr><td rowspan="3">d) Shear of rootwood<br>or stemwood</td><td>Suppression</td></tr><tr><td>Scar development</td></tr><tr><td>Sprouting</td></tr><tr><td>e) Nudation of land surface</td><td>Succession</td></tr></tbody></table>
SCHWEINGRUBER, 1993; FANTUCCI & MCCORD, 1995; FANTUCCI & SORRISO-VALVO, 1999), n'a toutefois pas été retenu. En effet, le phénomène de réduction et reprise de croissance est largement influencé par les facteurs écologiques externes comme le climat, la compétition ou encore les agressions biologiques (SHRODER, 1978), qui peuvent fausser l'interprétation.

Dans le cadre de cette étude, l'analyse dendrogéomorphologique a consisté à dater, sur les arbres, la formation de bois de réaction et d'excentricité de croissance, en réponse aux mouvements. L'intérêt a été ensuite de corréler ces résultats avec les données climatiques locales. Étant donné que les stations météorologiques de l'Institut Suisse de Météorologie (ISM) ne sont en fonction que depuis 1900, les événements antérieurs à cette date n'ont pas été recherchés. L'étude s'est alors concentrée sur le 20ème siècle, et un échantillonnage sur des arbres actuels s'est avéré sufisant. Les chapitres suivants décrivent les différentes étapes de cette analyse, en commençant par le travail préparatoire, caractérisé par l'échantillonnage et le calage dendrochronologique, pour finir par la description des méthodes. Ces dernières ont été développées spécifiquement pour cette étude, c'est-à-dire adaptées à un contexte de glissements profonds.

Il est important de préciser que la déstabilisation d'un arbre peut résulter d'autres phénomènes naturels que les mouvements de terrain, comme les tremblements de terre, les tempêtes et, dans les premières années de croissance, le poids de la neige. Ce dernier est pris en compte au moment de l'analyse (Chap. 2.4.2), tandis que les deux autres phénomènes sont traités lors de l'interprétation des résultats.

## 2.2. ECHANTILLONNAGE

### 2.2.1. Technique d'échantillonnage

La technique usuelle d'échantillonnage d'arbres vivants consiste à effectuer un prélèvement à l'aide d'une carotteuse. Il s'agit d'une mèche que l'on enfonce, par rotation, dans le tronc de l'arbre. Le bois récolté à l'intérieur se présente sous la forme d'une carotte de 5 mm de diamètre. La direction de prélèvement est choisie en fonction de la forme du tronc. La prise d'au moins deux échantillons par individu est nécessaire: le premier du côté où l'arbre a penché

et le deuxième vis-à-vis ou, perpendiculairement au premier. Lors de phases multiples de tilting, il est conseillé de récolter des échantillons supplémentaires et, si possible, dans la direction des anomalies. Cette technique par carottage, qui a l'avantage d'éviter l'abattage de l'arbre, reste cependant limitée au niveau de l'information. Si les autorités concernées le permettent, il est préférable de procéder au prélèvement de rondelles entières. Cette technique d'échantillonnage permet d'observer la croissance des cernes dans son intégralité et de repérer ainsi toutes les phases de déstabilisation. Il faut effectuer la coupe de l'arbre à environ un mètre du sol, c'est-à-dire le plus près possible de la base du tronc tout en évitant l'influence des racines. Une rondelle de quelques centimètres d'épaisseur est ensuite prélevée.

### 2.2.2. Choix des échantillons

Dans la mesure du possible, il faut prélever deux types d'échantillons: des "perturbés", marqueurs d'instabilités et des "non-perturbés" qui serviront de référence. Pour faciliter l'analyse, il est préférable d'échantillonner une seule espèce d'arbre; le choix s'est porté ici sur l'épicéa (Picea abies), largement répandu sur tous les sites étudiés.

Les échantillons perturbés sont prélevés sur des arbres situés en milieu instable qui montrent des signes morphologiques d'anciennes déstabilisations. Ces derniers se manifestent par une courbure du tronc, généralement en forme de "S", produit par le redressement de l'arbre (ALESTALO, 1971; BRAAM et al., 1987a; Fig. 2.3). Sur chaque échantillon, les directions de la pente et du nord géographique sont notées. Il est également conseillé de relever la hauteur de la coupe (ou du prélèvement) ainsi que certaines indications liées à l'emplacement, comme le degré de pente, la compétition et l'ensoleillement.

Quelques arbres non-perturbés, sont également sélectionnés. L'évolution de la croissance de leur cernes annuels, qui dépend des conditions climatiques, servira de référence pour l'analyse dendrochronologique. Le candidat idéal doit donc montrer une croissance régulière, traduisant une existence normale, sans contraintes écologiques majeures. Il sera situé en zone stable, le plus proche possible du site étudié. Il faudra, en revanche, éviter les secteurs dévoilant une forte exposition au vent, une compétition trop importante ou encore un ensoleillement très réduit.
<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>**Fig. 2.3** Consequence of a landslide event on coniferous trees. The tilting direction depends on the movement type and the slope morphology. **Trees A and C**: (2)The trees are destabilized. (3)To grow straight up again, they produce compression wood, resulting in eccentric ring growth on the tilted side. This generates a trunk curvature, usually in S-shape. **Tree B**: The tree is not disturbed by the movement and continues to grow normally. In this case, the tree does not record the event.</figcaption></figure>

## 2.3. CALAGE DENDROCHRONOLOGIQUE

### 2.3.1. Préparation des données

Tous les échantillons sont poncés et la largeur des cernes est mesurée au moyen d'un micromètre électronique (précision 0.01 mm) monté sous une loupe binoculaire et relié à un ordinateur. Cet appareillage, ainsi que le logiciel TSAP utilisé pour le traitement, ont été mis à disposition par le Laboratoire de Dendroécologie de l'Institut de Géographie de l'Université de Fribourg.

Sur les échantillons non-perturbés, où la croissance des cernes est concentrique, la direction de la mesure

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>**Fig. 2.4** Two methods of computing the eccentricity of annual rings on a cross section of inclined conifer. Arrows show two successive tilting directions. Straight lines (a) indicate the directions of the maximum ringwidth measurement. Doxted lines (m) and (b) indicate the directions of mean and minimum ringwidth measurement, respectively. A(t) is the maximum ringwidth at year t and M(t) the mean ringwidth for the same year.</figcaption></figure>

est arbitraire. Une fois établies, les séries de chaque échantillon sont assemblées et moyennées pour créer la courbe de référence de calibration. La mesure des échantillons perturbés est par contre plus délicate car la présence d'excentricités de croissance modifie l'évolution de la largeur des cernes. Pour obtenir une courbe moyenne de variation d'épaisseur des cernes, la mesure s'effectue alors perpendiculairement à la direction de ces anomalies, là où leur effet est minimum (m1 et m2, Fig. 2.4).

### 2.3.2. Calibration par "crossdating"

L'analyse dendrochronologique se base sur le principe que chaque espèce, évoluant dans un même milieu et de manière synchrone, possède une variation de largeur de cernes caractéristique. La calibration consiste alors à comparer, par confrontation, les courbes moyennes de chaque échantillon avec la courbe de référence. Elle permet de dater les échantillons prélevés sur des arbres morts, de repérer des erreurs de mesure et de localiser la présence d'éventuels faux cernes ou de cernes manquants (Fig. 2.5). Cette opération de "crossdating" peut être effectuée visuellement mais également au moyen d'un programme informatique. Elle a été réalisée ici à l'aide d'une fonction du logiciel TSAP qui recherche, sur la base de plusieurs critères, la meilleure corrélation entre les courbes.
<figure><img src="image_9.png" /></figure>

**Fig. 2.5** Principle of dendrochronological analysis. The sample curve is crossdated with a reference curve by visual correlation or by automatic computer analysis. t1 and t2 represent a gap of missing years (due to a strong suppression) and t3 is the year of tree death.

## 2.4. ANALYSE DES BOIS DE RÉACTION

### 2.4.1. Principe de la méthode

Lors d'une déstabilisation, l'arbre réagit en se redressant pour regagner son état d'équilibre (Boss-HARD, 1984; Fig. 2.3). Pour cela, il crée du bois de réaction. Les conifères forment du bois de compression du côté incliné, contrairement aux angiospermes qui, eux, produisent du bois de tension du côté opposé. Étant donné que, dans ce travail, tous les échantillons proviennent d'épicéas, le phénomène de bois de tension est volontairement laissé de côté.

Dans des conditions normales, la croissance d'un cerne débute par la formation de bois précoce, de couleur claire, composé de grandes cellules aux parois très minces, et se termine par une fine épaisseur de bois tardif, plus foncé et plus dense. Le bois de compression, formé de cellules très épaisses, va modifier cette structure (Fig. 2.6). Macroscopiquement, il se distingue par sa couleur, beaucoup plus sombre (brun foncé) que le bois précoce (beige). La production de bois de réaction est généralement immédiate après une déstabilisation (SHRODER, 1975). Elle est décalée d'une année si celle-ci a lieu après la période de croissance de l'arbre. Par exemple, pour un épicéa des Préalpes, dont la période de croissance se situe entre mai et septembre, un événement survenant en

automne sera enregistré l'année suivante. Ce décalage sera pris en compte lors de l'interprétation mais, pour des raisons pratiques, négligé pour le traitement des données. SHRODER (1978) relève que, lors d'un tilting très important, la réaction peut être retardée de quelques années. Cet effet peut toutefois être identifié par la présence d'une période de croissance réduite ("suppression"), qui précède le bois de compression.

Le bois de compression apparaît, le plus souvent, sur plusieurs années consécutives, ce qui traduit:

* Soit un (ou plusieurs) événement qui provoque un tilting important et l'arbre compense jusqu'à ce qu'il ait retrouvé la verticalité.

* Soit un mouvement continu, mais plutôt lent, qui déstabilise l'arbre durant toute une période (SCHMID & SCHWEINGRUBER, 1995).

Par conséquent, l'analyse des bois de compression doit être adaptée à l'une ou l'autre de ces causes, en fonction du type d'instabilité. Dans ce travail, comme tous les sites étudiés sont associés à des glissements profonds, générant des mouvements plutôt lents et continus, l'analyse s'est basée sur la deuxième cause.

<figure><img src="image_10.png" /></figure>

**Fig. 2.6** Micro-sections of a coniferous tree (modified from SCHWEINGRUBER 1996). Figure A shows a normal growth characterized by the annual alternance of early and late wood. Figure B reveals a period of instability (1972-73), illustrated by the production of compression wood.
### 2.4.2. Démarche

Une méthode d'analyse a été développée dans le but de faire ressortir l'évolution générale de l'activité des glissements ainsi que les phases d'accélération. Elle classe les bois de compression en trois catégories, définies par les termes de "crescendo", "constante" et "decrescendo". La première recense les années qui montrent une augmentation de production de bois de réaction par rapport à l'année précédente. Seront pris en compte également les années qui marquent un changement significatif de direction de l'anomalie. La deuxième regroupe les cernes qui présentent une constance dans la production de bois de compression. Enfin, la troisième concerne les années qui indiquent une diminution de cette production.

Durant ses premières années de croissance, l'arbre est facilement déstabilisé par des agents extérieurs, comme le poids de la neige. Il est donc plus prudent d'exclure cette période de l'analyse, qui pourrait fausser les résultats. N'ayant trouvé aucune valeur de référence dans la littérature, le choix s'est fait arbitrairement en fixant une limite à 3 cm de diamètre.

Tous les échantillons sont analysés visuellement et les années marquées de bois de compression sont répertoriées dans une des trois catégories. Les années "crescendo" expriment une réactivation ou une accélération du glissement. Les "constante", bien qu'elles ne soient parfois que la trace d'un événement antérieur important, sont considérées ici comme indicatrices d'un mouvement continu et constant. Les "decrescendo" marquent une diminution, ou même un arrêt, de l'activité. Le mieux est alors de traiter deux séries de données avec, d'un côté, les années "crescendo" seules et, d'un autre, les années "crescendo" et "constante" ensemble. Un indice d'anomalie (Ia), en pourcentage, est calculé. Il rapporte le nombre d'anomalies (X) de chaque année (t), sur le nombre total d'arbres échantillonnés vivant cette année-là (N):

$$ (a) \quad Ia \text{ [\%]} = (\Sigma X(t) / \Sigma N(t)) \times 100 $$

Pour faciliter l'interprétation et les corrélations, les résultats sont illustrés par des graphiques. Un exemple y est présenté dans la figure 2.7: le graphe A, qui intègre les années "crescendo" et "constante", donne une tendance générale de l'activité du glissement du Hohberg au cours du 20ième siècle, tandis que le graphe B, représentant uniquement les années "crescendo", met en évidence les phases de réactivation ou d'accélération du glissement.

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>**Fig. 2.7** Landslide activity deduced from compression wood analysis on the Hohberg area. **Graph A**, including the "crescendo & constant" parameters, shows a trend of activity during the last century. **Graph B**, based on the "crescendo" years only, expresses phases of reactivation or acceleration.</figcaption></figure>

## 2.5. ANALYSE DE L'EXCENTRICITÉ

### 2.5.1. Principe de la méthode

La réaction d'un arbre, suite à un tilting, se marque également par une excentricité de croissance des cernes annuels (Fig. 2.4), engendrée par la formation de bois de réaction (SCURFIELD, 1973). Les travaux de BRAAM et al. (1987a et b) et WEISS (1988) ont démontré que l'étude de ce phénomène pouvait s'appliquer à la datation des instabilités de pente. Dans ce travail, une méthode d'analyse a été développée intégrant non seulement la fréquence des événements (analyse quantitative) mais également leur intensité (analyse quantitative). Elle se base sur le principe qu'il existe un rapport proportionnel entre le tilting de l'arbre et le mouvement de terrain qu'il subit. Cette relation est toutefois dépendante de la dimension de l'individu, du degré de pente et de la profondeur du plan de glissement. Il est donc nécessaire d'effectuer une sélection rigoureuse des arbres afin de diminuer, ou même d'annuler, l'influence de ces paramètres.

### 2.5.2. Démarche

#### Analyse qualitative

ALESTALO (1971) calcule l'excentricité en effectuant un rapport entre la largeur maximum et la largeur minimale.
geur minimum d'un cerne. Il mesure donc deux séries de données, la première dans la direction du tilting et la seconde du côté opposé (Fig. 2.4). Cette méthode est efficace, mais la mesure de la seconde série, qui montre des cernes très rapprochés, est souvent délicate à réaliser. Il est donc préférable d'utiliser, à la place, la courbe moyenne de croissance, déjà établie pour le calage dendrochronologique.

Pour chaque échantillon, les excentricités (E) sont calculées sous la forme de pourcentages, en effectuant la différence entre la largeur maximale (A) et la largeur moyenne (M) des cernes de chaque année (t), divisée par la largeur moyenne (Fig. 2.4 et 2.8B):

$$ (b) E(t) [\%] = ((A(t) - M(t)) / M(t)) \times 100 $$

Les valeurs d'excentricité donnent l'évolution générale de l'activité mais les phases de réactivation ou d'accélération sont déterminées en étudiant leur variation relative dans le temps. BRAAM et al. (1987a) traitent les changements d'excentricité par périodes car, selon eux, les fluctuations annuelles d'excentricité ne sont parfois que du bruit. Cette approche, qui limite le risque d'intégrer de fausses données, se prête parfaitement à une étude d'événements importants et/ou spontanés comme des coulées de boue, des laves torrentielles ou des glissements superficiels. Cependant, dans un contexte de glissement profond, où les mouvements sont souvent lents et continus, les accélérations ne peuvent pas toujours être décelées. Pour cette raison, et malgré le risque d'enregistrer parfois des excentricités parasites, une étude sur les variations annuelles a été préférée. Cette méthode interdit toutefois une interprétation basée sur un seul échantillon car, pour atténuer l'importance des bruits, il est indispensable d'effectuer une analyse statistique. Le nombre d'échantillons dépend du nombre de candidats présents sur le site ainsi que du temps à disposition mais, comme pour toute analyse statistique, plus il est élevé, plus le résultat est fiable. Il faut également considérer les résultats comme relatifs et non absolus.

Pour chaque année, on calcule la variation d'excentricité, représentée par le taux de croissance (T), en soustrayant à la valeur d'excentricité de l'année (t) celle de l'année précédente (t-1) (Fig. 2.8C):

$$ (c) T(t) [\%] = E(t) - E(t-1) $$

Un filtre est appliqué pour éliminer les années à faibles excentricités, considérées comme bruit. La limite,

déterminée en fonction de la représentativité des résultats, a été fixée à 30%, ce qui signifie que toutes les années avec une excentricité inférieure à 30% sont éliminées. Le choix de cette valeur est certes subjectif mais comme on s'intéresse aux variations relatives et non absolues, ceci n'a pas grande importance.

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Fig. 2.8 Eccentricity analysis of a sample from the Hohberg landslide (Ho-13, zone 2; cf. Fig. 4.19).</figcaption></figure>

A: comparison of maximum (Ho13-a) and mean (Ho13-m) ringwidths.

B: eccentricity curve.

C: eccentricity variation (growth rate).

D: intensity degrees based on growth rate values: 30-65% (degree 1), 65-100% (degree 2) and >100% (degree3).
Le taux de croissance peut être positif (T+), négatif (T-) ou nul (T0) suivant qu'il indique une augmentation, une diminution ou une constance de l'excentricité. L'intérêt va se porter sur les années positives (T+) qui révèlent une recrudescence de l'instabilité, c'est-à-dire une réactivation ou accélération du glissement. Le traitement des données s'effectue de la même manière que pour l'analyse des bois de compression (formule (a), Chap. 2.4.2).

## Analyse quantitative

Jusqu'ici, l'analyse est qualitative et aucune valeur d'intensité n'a été intégrée. ALESTALO (1971) et SHRODER (1978) ont tenté d'établir une relation quantitative entre l'importance du tilting et la grandeur de l'excentricité; un lien entre les deux a été reconnu mais une relation absolue n'a pas pu être déterminée. Pour pallier ce problème, l'intensité a été définie de manière relative et sous la forme de degrés, chaque degré correspondant à une plage de valeurs du taux de croissance. Le nombre de degrés ainsi que leur extension sont déterminés en se calant, par tâtonnement, sur l'analyse de bois de réaction de plusieurs échantillons. Le choix s'est porté sur un système à trois degrés (Fig. 2.8D), délimités comme suit:

* **Degré 1** (intensité faible): taux de croissance entre 30 et 65 %

* **Degré 2** (intensité moyenne): taux de croissance entre 65 et 100 %

* **Degré 3** (intensité élevée): taux de croissance supérieur à 100 %

**Remarques:** les faibles variations d'excentricité, qui ne sont souvent que du bruit, sont exclues de l'analyse: le filtre a été fixée à 30 %. Les limites de 30, 65 et 100 %, adaptées pour cette analyse, ne sont pas des valeurs absolues et peuvent être redéfinies lors d'une nouvelle étude.

Les degrés sont ensuite intégrés comme coefficients d'intensité dans le calcul de l'indice d'anomalie et la formule (a) (Chap. 2.4.2) devient:

$$ (d) \quad Ia \text{[\%]} = ((\sum X_{i(t)} \times C_i) / \sum N_{(t)}) \times 100 $$

avec

Ia: indice d'anomalie

Xi: nombre d'anomalies de chaque degré *i*

Ci: coefficient d'intensité (équivalent à 1, 2 ou 3)

N: nombre total d'arbres échantillonnés

t: année

Des corrélations ont été effectuées avec les données du glissement du Hohberg pour vérifier la fiabilité de cette quantification. Les résultats des analyses de l'excentricité, avec et sans facteur d'intensité, ont été comparés avec les mesures de déplacement GPS sur une période de six ans (Fig. 2.9, 1a et 1b). Bien qu'il soit difficile de tirer un bilan sur une si courte période, les graphes parlent en faveur de l'analyse quantifiée qui montre une corrélation nettement meilleure.

## 2.6. DISCUSSION ET SYNTHÈSE DES MÉTHODES

Dans les chapitres précédents, on a vu que l'évolution de l'activité d'un glissement profond peut être représentée par l'analyse des bois de réaction ou par l'analyse de l'excentricité. En fonction de la méthode utilisée, deux types de représentation sont possibles mettant en évidence soit l'activité du glissement soit uniquement les accélérations. On les appellera respectivement les types A et B.

### 2.6.1. Type A - activité du glissement

Ce type de représentation intègre toutes les années marquées par une déstabilisation de l'arbre. Il peut être déterminé par les années "crescendo" et "constante" de l'analyse des bois de réaction ou par les valeurs d'excentricité. Contrairement au bois de réaction, l'excentricité n'est pas seulement causée par un tilting de l'arbre, mais également par d'autres facteurs écologiques, comme la répartition inégale d'humidité ou d'apport en nutriments (BRAAM et al, 1987a). Pour cette raison, seule l'analyse des bois de réaction a été retenue pour représenter l'activité des glissements.

### 2.6.2. Type B - accélérations du glissement

Dans ce type de représentation, sont pris en compte uniquement les années montrant une augmentation du tilting de l'arbre par rapport à l'année précédente. Les accélérations sont mises en évidence par les années "crescendo" de l'analyse des bois de réaction ou par les augmentations d'excentricité. L'analyse des bois de réaction est une approche purement visuelle et, de ce fait, subjective. Il est donc difficile de différencier les années "crescendo" des années "constante" car la variation naturelle de l'épaisseur des cernes va accentuer ou diminuer, de manière apparente, la production de bois de réac-
<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>**Fig. 2.9** Comparison of dendrogeomorphological analyses with GPS measured velocities at the Hohberg landslide.</figcaption></figure>

tion; une croissance favorable peut faire apparaître une année "constante" comme "crescendo", et inver- sement lors d'une année à faible croissance. La com- binaison des deux méthodes permet alors d'éviter le problème de subjectivité lié à l'analyse visuelle et, en même temps, d'éliminer une grande partie des enre- gistrements parasites associés à l'analyse d'excentri- cité. Le principe consiste à appliquer les résultats de l'analyse de l'excentricité sur les années "crescendo" et "constante" (sans les distinguer) de l'analyse de bois de réaction. L'indice d'anomalie est alors calculé à l'aide de la formule (d) en faisant correspondre à X le nombre d'anomalies d'excentricité et de bois de réaction. Cette méthode combinée a été appliquée sur

le glissement du Hohberg et corrélée avec les mesu- res de déplacement. Les résultats sont illustrés sur la figure 2.9 en comparaison avec les autres méthodes. Par rapport à l'analyse d'excentricité, on observe une légère amélioration. Par rapport à l'analyse des bois de réaction, les résultats, bien que différents, sont comparables au niveau de la fiabilité. Cet exemple ne permet donc pas de justifier l'utilisation de la méthode combinée aux dépens de l'analyse de bois de réac- tion, mais ceci est certainement dû à une trop courte période de corrélation. Comme les arguments théo- riques privilégient cette méthode, elle a été retenue pour tous les sites.
# 3 - MESURES DE DÉPLACEMENT

## 3.1. INTRODUCTION

Le comportement dynamique actuel d'un glissement de terrain est identifié par des mesures de déplacements. Il existe diverses méthodes permettant d'effectuer ces mesures, chacune comportant des avantages et des inconvénients. Elles sont choisies en fonction du type de glissement, de l'ampleur des mouvements, du contexte environnemental (superficie, dégagement,...), de la précision requise, de la durée du suivi et bien entendu des moyens financiers. Il est donc nécessaire d'effectuer, au préalable, un travail de terrain détaillé, en dressant notamment une carte des instabilités (Chap. 1.3).

Dans cette étude, les systèmes de mesure utilisés sont le GPS (Chap. 3.2), les mesures de distances par laser (Chap. 3.3), les mesures de distance par câble et l'inclinométrie (Chap. 3.4). D'autres méthodes, comme la photogrammétrie, l'extensométrie, la triangulation, la polygonale ou le nivellement, ne sont pas traitées ici mais décrites par exemple dans BONNARD (1990), KEUSEN (1996) ou RAETZO-BRÜLHART (1997).

## 3.2. GPS (GLOBAL POSITIONING SYSTEM)

### 3.2.1. Principe

Le GPS est un système de navigation par satellite qui a été développé au cours des dernières décennies pour le Ministère de la Défense américaine. Il a été déclaré entièrement opérationnel le 17 juillet 1995. Le système repose sur un principe simple: si l'on connaît la position du satellite et le temps que met le signal provenant de ce satellite pour nous parvenir,

on peut en déduire notre position (ANDRÉANI, 2001). La position du satellite étant facilement connue, il reste à déterminer le temps de trajet du signal ainsi que notre position (c'est-à-dire les trois coordonnées géographiques). Il s'agit donc de résoudre un problème à quatre inconnues, et pour cela quatre équations sont nécessaires. Ici, les équations sont, en fait, les satellites. Le segment spatial a donc été défini de manière à ce que, à tout moment et en n'importe quel endroit de la Terre, nous puissions recevoir les signaux d'au moins quatre satellites, répartis le mieux possible et situés au-dessus d'un angle de 15 degrés par rapport à l'horizon. Cette dernière exigence est demandée afin d'éviter les reliefs montagneux ou autres obstacles masquant une partie du ciel. Le système complet est composé de 24 satellites (dont 3 de réserve et 3 de contrôle), situés à environ 20'200 km de la Terre sur 6 plans orbitaux d'une inclinaison de 55 degrés par rapport à l'équateur. Les satellites ont une vitesse de rotation deux fois plus rapide que celle de la Terre, c'est-à-dire qu'ils repassent toutes les 24 heures sur un même point.

### 3.2.2. Mode de positionnement et sources d'erreurs

Il existe plusieurs modes de positionnement (ANDRÉANI, 2001): le mode absolu et le mode relatif, en temps réel ou en temps différé:

- Le mode absolu fonctionne avec un seul récepteur et les mesures de distance ne sont pas corrigées. Les erreurs sont donc nombreuses et la précision est, dans le meilleur des cas, de l'ordre de quelques mètres.

- Le mode relatif (ou différentiel, DGPS) nécessite deux récepteurs GPS d'une technologie plus évoluée, le premier servant de référence pour calculer des cor-
rections qui sont ensuite appliquées au second (Fig. 3.1 et 3.2). En "temps réel", les corrections effectuées par le récepteur de référence sont transmises immédiatement et le récepteur mobile calcule une solution corrigée presque instantanément. La précision peut varier de quelques centimètres à quelques mètres suivant le type de récepteur utilisé. En "temps différé", les corrections sont calculées et appliquées après la campagne, à l'aide d'un logiciel spécifique. Avec ce système de post-traitement, les calculs de correction sont plus complets et la précision peut atteindre l'ordre du millimètre avec les récepteurs les plus performants.

Les mesures de déplacement d'un glissement de terrain demandent une précision optimale et pour cela, le mode de positionnement utilisé est généralement le différentiel (DGPS) en temps différé. La précision des mesures variera en fonction des paramètres suivants:

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>**Fig. 3.1** GPS mobile station at the Hohberg landslide (point 13; Ann. 8).</figcaption></figure>

**- le nombre de satellites visibles et leur géométrie:** La précision augmente avec le nombre de satellites car plus on en utilise, plus grand est le nombre d'informations disponibles. La répartition des satellites joue également un rôle important; s'ils sont bien espacés, la zone d'erreur est minimisée (Fig. 3.3). L'indicateur de qualité est le GDOP (Geometric Dilution Of Precision) qui est fourni par le récepteur. Plus il est faible, plus la mesure est précise.

**- le temps d'observation:** La précision augmente avec le temps de mesure. Suivant la valeur du GDOP et la longueur de la ligne de base, un minimum de 10 à 15 minutes est généralement nécessaire.

**- les obstructions:** Lors de campagnes GPS sur un glissement de terrain, on est souvent gêné par le relief montagneux ou la forêt qui constituent des obstacles pour la réception des signaux. Il est donc très important, lors de l'implantation d'un réseau, de veiller à ce que tous les points de mesure soient suffisamment dégagés pour que le nombre de satellites nécessaires (au minimum 4) soient visibles.

**- les conditions atmosphériques:** Les signaux émis par les satellites, en traversant la ionosphère puis la troposphère, subissent un certain ralentissement qui varie en fonction de leurs propriétés physico-chimiques. Le récepteur prend en compte uniquement un modèle global pour effectuer cette correction et, suivant les conditions atmosphériques, la qualité de la mesure peut être réduite. Cette imprécision peut toucher

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>**Fig. 3.2** Sketch of the differential GPS system (DGPS). To optimize measurement quality, the base line (distance between the reference station and the mobile station) has to be as short as possible.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>**Fig. 3.3** Effect of satellite configuration on measurement quality. A good geometry generates a low GDOP (Geometric Dilution Of Precision), i.e. a better precision (modified from ANDREANI 2001).</figcaption></figure>

tefois être atténuée en augmentant le temps d'observation.

**- les effets des multi-trajets:** Les signaux, en rencontrant des obstacles, sont absorbés, réfléchis ou réfractés. Ils changent donc de direction de propagation et parviennent avec un retard au récepteur, ce qui se traduit par une imprécision de mesure. Pour minimiser ces erreurs, il est recommandé de s'éloigner au maximum des obstacles visibles et de surélever l'antenne de réception.

**- la longueur de la ligne de base:** Pour gagner en précision, la longueur de la ligne de base, c'est-à-dire la distance reliant la station de référence à la station mobile, doit être minimale. La longueur de ce vecteur est prise en compte dans le calcul de précision théorique (Chap. 3.2.3).

**- le matériel utilisé:** La précision varie suivant le système et le modèle de récepteur utilisé. Elle est établie par le constructeur et fournie dans le manuel. Toutefois, le choix des trépieds peut jouer un rôle déterminant car un positionnement approximatif sur le point de mesure a des conséquences directes sur la précision.

**- le traitement des données:** Le post-traitement permet d'améliorer considérablement la qualité des mesures, notamment en supprimant certains intervalles enregistrés dans de mauvaises conditions. Il est également recommandé d'effectuer plusieurs traitements en modifiant les options.

### 3.2.3. Mesures et traitement des données

Le réseau GPS, c'est-à-dire l'emplacement et le nombre de points de mesures, est déterminé en fonction de la superficie du site, du temps à disposition et des moyens financiers. Deux types de points sont nécessaires: des points "mobiles" sur la masse active et des points fixes, de contrôle, en marge du glissement. Il est possible parfois d'utiliser des points de triangulation existants comme points de mesure mais, le plus souvent, ils sont implantés par nos soins. Le meilleur moyen est d'enfoncer un clou de géomètre dans un bloc rocheux (ou une souche) stable légèrement affleurant ou alors de planter, dans le sol, un tube métallique au diamètre adapté à la pointe du trépied. Tous les points sont reportés sur un fond topographique et signalés, sur le terrain, par des repères visuels (piquets fluorescents par exemple). Il est également conseillé de prendre quelques photos, sous différents angles, pour faciliter la localisation des points lors de chaque campagne.

En temps différé, le système de mesure est composé habituellement d'une station de référence et d'une, ou plusieurs, stations mobiles. La station de référence est installée dans une zone dégagée, le plus proche possible du site étudié et, étant donné que l'on travaille en mode relatif, on utilise le même point de référence pour toutes les campagnes. Cette station reste fixe et enregistre des mesures, en continu, pendant toute la durée de la campagne. Cette mesure permet de corriger, lors du traitement des données, certaines erreurs qui sont dépendantes de la distance
satellite-récepteur (e.g. erreurs d'orbites, erreurs d'horloge du satellite et du récepteur, retards troposphériques et ionosphériques,...). Les points fixes et mobiles enregistrés par les autres récepteurs sont alors calibrés par rapport à cette mesure de référence. Cette procédure de calibration basée uniquement sur le point de référence sera appelée, dans ce travail, calibration "solo". Si, par contre, des points de contrôle supplémentaires sont intégrés dans le traitement des données, on parlera alors de calibration "multi".

### 3.2.4. Précision des mesures

La précision peut être estimée, de manière relative et théorique, en effectuant la somme de deux termes, le premier étant constant et le deuxième linéaire, dépendant de la longueur de la ligne de base. D'après ANDRÉANI (2001), dans de bonnes conditions d'observation et si les précautions d'utilisation ont été respectées, les précisions obtenues sont de l'ordre de 0.5 cm + 2 ppm (2 ppm correspondant à 2 fois la longueur du vecteur, en cm, divisé par 1 million). Sur le glissement du Hohberg par exemple (Chap. 4.5), les points de mesure les plus éloignés de la station de référence sont situés à une distance de 2.5 km, ce qui nous donne une précision de 0.5 cm + 2 x (250'000/1'000'000) cm, soit de 1 cm.

La précision réelle peut être exprimée par un calcul d'erreur absolu. Une des méthodes utilisées est le 2 drms (ANDRÉANI, 2001), rms signifiant "root mean square" (traduit par erreur quadratique moyenne ou écart-type). Elle mesure la dispersion des valeurs par rapport à la moyenne, dans le plan horizontal XY, et se calcule en multipliant par deux la valeur de l'écart type. Il faut d'abord déterminer la moyenne des mesures et les distances avec chaque position (Xi). On calcule alors la racine de la somme du carré de ces distances sur le nombre de mesures moins une (N-1). Le tout est ensuite multiplié par deux:

$$2 \text{ drms} = \sqrt{\frac{\sum (X_i)^2}{N-1}} \times 2$$

La probabilité associée à ce calcul se situe entre 95.4% et 98.2% (ANDRÉANI, 2001), c'est-à-dire que plus de 95% des mesures sont comprises dans la marge d'erreur fournie par le 2 drms. A titre d'exemple, un calcul effectué sur 5 points fixes du réseau du Hohberg, calibrés sur un seul et même point de référence, révèlent une valeur de 1.7 cm (Ann. 1). Dans ce cas, la précision obtenue par le calcul d'erreur absolu est nettement inférieure à l'estimation

théorique, ce qui nous montre que cette dernière n'est atteignable que dans des conditions de mesures parfaites. Il est alors plus prudent, et surtout plus réaliste, d'appliquer le résultat du 2 drms sur les points de mesure du glissement.

### 3.2.5. Interprétation des données

L'interprétation des mesures de déplacement, tout comme le calcul d'erreur, s'effectue de manière bidimensionnel où seules les coordonnées X et Y sont prises en compte. La composante Z d'altitude, beaucoup plus approximative, n'est généralement pas utilisée pour un positionnement précis. On parlera alors de déplacements ou de vitesses horizontales et non réelles.

Le déplacement subi par un point mobile est déterminé par la distance qui sépare deux coordonnées mesurées lors de deux campagnes différentes. Si l'on applique la marge d'erreur du 2 drms sur chacune des mesures, la précision de la valeur de déplacement est double (Fig. 3.4). Mais les imprécisions de mesure n'agissent pas que sur la valeur de déplacement, elles influencent également sa direction. Pour pallier ce

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Fig. 3.4 Precision of displacement values based on the 2 drms calculation.</figcaption></figure>

Points A and B are measured at two different times (t1 and t2) with a precision equal to 2 drms (dashed circular lines). Point A: the distance a between A1 and A2 is shorter than the cumulated margins of error and can, therefore, not be considered as a real displacement. Point B: the displacement between B1 and B2 is equal to b, with a margin of error of 4 drms (+4 drms and -4 drms in the displacement direction).
<figure><img src="image_18.png" /></figure>

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Fig. 3.5** Calculation of displacements along the mean direction axis.</figcaption></figure>

**Method 1:** All measurements of point A are reported on the mean direction axis by an orthogonal projection. The displacements are then measured as a function of each new position. The **bold arrow** represents the mean direction axis, calculated by linear regression. A1,..., A6 illustrate the evolution of point A coordinates for each field campaign, whereas A1',..., A6' determine their respective projection on the mean direction axis. The orthogonal projection can be realized graphically, or mathematically with the help of a complex formula (not presented in this study).

**Method 2:** The measured displacements (dh) are projected on the mean direction axis.

problème, deux méthodes sont proposées, permettant d'observer les déplacements dans une seule et même direction (Fig. 3.5). La première consiste à définir une direction moyenne de toutes les mesures en effectuant une régression linéaire; les coordonnées sont ensuite projetées orthogonalement sur cette droite et les déplacements, ainsi que les vitesses, sont calculés à partir de ces nouvelles positions. La deuxième méthode, mathématiquement plus simple, consiste à projeter les valeurs de déplacements mesurées sur l'axe de direction moyenne. Bien que cette correction améliore l'exactitude, elle n'augmente pas pour autant la précision, et la marge d'erreur à prendre en considération équivaut toujours à deux fois le 2 drms.

### 3.2.6. Critique de la méthode

#### Avantages du GPS

- Les campagnes GPS offrent la possibilité d'instal-

ler un réseau de points de mesure très vaste, permettant d'apprécier au mieux les variations spatiales des mouvements du glissement de terrain.

- Les mesures peuvent être effectuées quelles que soient les conditions météorologiques.

- Contrairement aux mesures laser, le GPS n'exige pas de ligne de visée depuis un point fixe, ce qui nous permet de réaliser des mesures indépendamment de la morphologie du site.

- Les mesures GPS permettent non seulement de quantifier les mouvements mais également d'en indiquer la direction.

- L'implantation du réseau de points (avec des clous de géomètre de préférence) est simple, rapide et bon marché. De plus, ce matériel est discret et non-dommageable, donc idéal pour un équipement permanent.
### Inconvénients du GPS

- La mesure GPS dépend du nombre de satellites visibles et de leur constellation, ce qui implique que lors de conditions défavorables, les enregistrements ne puissent être effectués. L'opérateur doit donc s'adapter à cette contrainte, qui peut parfois faire perdre du temps. Ce problème est très présent dans l'étude des instabilités de terrain car le relief montagneux diminue l'angle d'ouverture vers le ciel.

- La forêt constitue un obstacle pour les signaux, et les mesures ne peuvent être réalisées que dans des zones suffisamment dégagées.

- Le système GPS utilisé dans cette étude ne permet que des mesures ponctuelles et les variations de vitesse comprises entre deux campagnes ne peuvent pas être mises en évidence. Il existe actuellement des systèmes, relativement onéreux, qui permettent des enregistrements en continu.

- Il est difficile d'évaluer et surtout de corriger, de manière systématique, les imprécisions de mesure. En effet, de nombreux paramètres interfèrent sur la qualité de la mesure et le traitement des données est souvent laborieux. Il faut donc compter avec une marge d'erreur assez importante (±3.4 cm dans le cas du Hohberg) et les faibles déplacements ne peuvent ainsi être mis en évidence.

- Une campagne GPS exige au minimum deux personnes: une première, avec la station mobile, pour mesurer les points fixes et mobiles et une deuxième pour contrôler le bon fonctionnement de la station de référence. Suivant la superficie et la densité du réseau, des récepteurs mobiles supplémentaires seront nécessaires et, par la même occasion, un plus grand nombre d'opérateurs.

## 3.3. MESURES DE DISTANCE PAR LASER

### 3.3.1. Principe

Les mesures sont effectuées depuis un appareil situé en zone stable vers un ou plusieurs réflecteurs installés sur la masse active. Les faisceaux laser émis sont réfléchis par le réflecteur et retransmis à l'appareil qui calculera, en fonction de la durée du trajet, la distance parcourue. L'évolution de ces distances, dans le temps, permet de déterminer les déplacements

ainsi que les vitesses des mouvements. Les mesures sont réalisées de manière ponctuelle ou en continu suivant le dispositif utilisé.

### 3.3.2. Le théodolite

Les théodolites modernes possèdent, en plus du système de triangulation classique, un distomètre laser permettant des mesures plus rapides. Bien qu'il existe actuellement des dispositifs capables d'enregistrer des mesures en continu, le théodolite est le plus souvent utilisé pour des mesures ponctuelles. Lors de chaque campagne, l'instrument est installé sur un même point de référence (station de base), situé en zone stable et si possible dans l'axe de direction des mouvements. Les mesures sont effectuées sur deux types de points: des points "mobiles" situés sur la masse active et des points stables de contrôle. Ils sont matérialisés par des prismes réflecteurs généralement fixés sur des poteaux, des habitations ou des pylônes électriques. En l'espace d'une heure, entre 10 et 25 points peuvent être mesurés (RAETZOBRÜLHART, 1997).

#### Précision des mesures

Hormis les erreurs liées à l'opérateur, comme une installation imprécise ou de mauvaises manipulations, la précision des mesures est de l'ordre du milimètre. Un calcul a été effectué sur les données du Hohberg à l'aide de deux points de contrôle situés respectivement à 230 m et 580 m de la station de base. La méthode utilisée est la même que pour le calcul d'erreur du GPS, soit de "deux fois l'écart-type" (Chap. 3.2.4). La différence réside dans le fait que, dans ce cas, la dispersion des valeurs est unidimensionnelle et les résultats sont dénommés par $2σ$ (et non pas 2 drms). Le calcul effectué sur le premier point de contrôle donne un $2σ$ de 3.2 mm, soit de 1.4 mm pour une distance de 100 m. Sur le deuxième point, la valeur est de 7.2 mm, soit de 1.2 mm pour 100 m de visée. Ces résultats démontrent clairement que l'erreur augmente avec la distance de visée et, dans le cas présent, de manière proportionnelle. Il est dès lors possible d'attribuer à chaque mesure de distance, effectuée sur les points mobiles du glissement du Hohberg, une valeur de précision de $± 1.3 mm/100 m$ (moyenne de 1.2 et 1.4 mm).

#### Correction des mesures

Dans le cas de mesures de déplacements, l'intérêt se porte sur les variations de distances et non pas sur les distances absolues. Il est alors possible de corriger,
à l'aide des points de contrôle, les résultats de chaque campagne en se référant à la mesure zéro; les différences des résultats de tous les points de contrôle, par rapport à la mesure zéro, sont moyennées et la valeur obtenue est appliquée aux autres mesures. Sur la base des données du Hohberg, ce système de correction permet d'atteindre une précision à $2\sigma$ de $\pm 0.4 \text{ mm}/100 \text{ m}$, soit de $\pm 0.8 \text{ mm}/100 \text{ m}$ en terme de déplacement. Si les mesures ne sont pas réalisées dans l'alignement des mouvements, une correction angulaire doit également être appliquée afin de calculer le déplacement réel de chaque point (Fig. 3.6).

### Avantages du théodolite

- Les mesures théodolites sont très précises (environ 1 mm/100m) et les corrections sont simples à effectuer.

- Une fois le réseau de points installé, les mesures sont rapidement réalisées (10-25 points par heure).

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>Fig. 3.6 Calculation of real displacement with a laser distometer.</figcaption></figure>

M1 and M2: positions of the mobile point M at times t1 and t2, respectively.

R>M1: distance measured at time t1.

R>M2: distance measured at time t2.

A>M1: measured displacement.

M1M2: real displacement of point M.

M1B: calculated (and finally considered) displacement of point M.

- L'équipement du site est simple, discret, bon marché et, dans le cas où l'on installe les prismes réflecteurs en hauteur (sur poteaux, pylônes ou habitations), non-dommageable. Le système est alors idéal pour un suivi à long terme.

- Les campagnes de mesure ne demandent la présence que d'un seul opérateur.

### Inconvénients du théodolite

- Comme les points sont généralement mesurés depuis une seule station de référence, l'azimut des mouvements ne peut pas être déterminé. Pour chaque point, la direction moyenne des déplacements doit être estimée afin de calculer les déplacements réels.

- Le système utilisé ici ne permet que des mesures ponctuelles, c'est-à-dire que, comme pour le GPS, la qualité des informations varie en fonction de la fréquence des mesures.

- Le réseau de points est dépendant des obstacles (reliefs, végétation, constructions) présents sur le site. En effet, les mesures de distances ne peuvent être effectuées que si la ligne de visée est complètement dégagée, ce qui restreint souvent la densité et l'extension du réseau.

- Comme on l'a vu auparavant, la précision des mesures est inversement proportionnelle à la distance de visée donc, en fonction de la superficie du site, il est nécessaire d'installer des stations de référence supplémentaires.

- Sous certaines conditions météorologiques, et principalement lors de brouillard ou de précipitations intenses, les mesures sont impossibles.

### 3.3.3. Le Disto™

Le laser-Disto™ est un instrument de mesure de distance mis au point par l'entreprise Leica. Le dispositif est petit, léger et peut être fixé sur un trépied pour appareil photographique. La visée peut s'effectuer soit sur des prismes réflecteurs soit sur des cibles spécifiques livrées par le fournisseur. Les mesures sont réalisées, comme pour le théodolite, depuis une station de base, située en zone stable, vers des points "mobiles" de la masse active. Quelques points fixes sont également nécessaires pour contrôler la fiabilité des mesures.
### Précision et correction des mesures

Le manuel d'utilisation du Disto™ fourni par Leica donne une valeur de précision (2σ), pour le modèle "pro", de ± 2mm pour les mesures de distances et de ± 30 ppm (c'est-à-dire ± 3 mm / 100 m) pour une grande portée. Ces valeurs ne prennent toutefois pas en compte les fortes variations météorologiques ainsi que les imprécisions de montage du dispositif. Pour cela, un calcul d'erreur réel a été effectué sur 5 points du glissement de Villarbeney, situés à des distances variant entre 8 m et 18 m de la station de base (Ann. 20A). Pour tous les points, deux à trois séries de mesures de contrôle ont été effectuées en réinstal-lant à chaque fois le dispositif. La précision moyenne ainsi obtenue, à 2σ, est de ± 5.5 mm. La marge d'er-reur réelle calculée est donc supérieure aux valeurs fournies par le manuel, ce qui est dû essentiellement à une imprécision d'installation, et plus particulièrement au type de trépied utilisé qui ne permet pas un ajustement parfait.

Une correction peut être appliquée sur les mesures de déplacements de la même manière que pour le théodolite, c'est-à-dire à l'aide de points fixes de contrôle (Chap. 3.3.2). Le nombre de données étant insuffisant pour effectuer un calcul d'erreur, la précision obtenue après correction ne peut être déterminée. Intuitivement, on peut supposer une valeur à 2σ de 2-3 mm/100 m. Il faudra également intégrer une correction angulaire si les mesures ne sont pas réalisées dans l'axe de direction des mouvements.

### Avantages du Disto™

- Le dispositif est très bon marché (env. 1'000 – 1'500 SFr).

- L'appareillage est petit, léger et très simple à utiliser. De plus, les cibles réfléchissantes peuvent être fixées sur des arbres par de simples clous. Le système se prête alors parfaitement bien à des mesures en forêt.

- Une fois le réseau de points installé, les mesures sont rapides.

- Les campagnes de mesures ne demandent la présence que d'un seul opérateur.

### Inconvénients du Disto™

Le Disto™ possède les même défauts que le théodolite (Chap. 3.3.2) mais de plus:

- Il n'est pas adapté pour être fixé sur un trépied théodolite et l'utilisation d'un trépied de photographe ne permet pas une installation aussi précise.

- Il n'offre pas un système de visée aussi performant que le théodolite et les mesures au-delà de 100 m sont difficiles à réaliser.

- Même si elle reste correcte, la précision des mesures est inférieure à celle du théodolite.

### 3.3.4. Le DICLAS

Pour les mesures de distances en continu, un dispositif appelé DICLAS (Distance en Continu par LASer) a été mis au point par le Laboratoire de Mécanique des Sols (LMS) de l'EPFL. Le système comprend un Disto™, un prisme réflecteur, un micro-ordinateur portable, une batterie tampon 12 volts et un système d'alimentation électrique ou un panneau solaire (Fig. 3.7). Le dispositif doit être installé impérativement en zone stable et le plus possible dans la direction du mouvement. Le prisme réflecteur est fixé sur un socle résistant en béton, solidement ancré dans le terrain. Les mesures, effectuées par le Disto™, sont pilotées par le micro-ordinateur pré-programmé puis enregistrées dans un fichier. Le système permet de choisir la fréquence des mesures ainsi que le nombre de lectures à moyenner. Par exemple, un dispositif installé sur le glissement du Hohberg est programmé pour effectuer 5 mesures (qui sont ensuite moyennées) toutes les 90 minutes. Le choix de la fréquence des mesures doit être adapté au type d'instabilité et à la vitesse des mouvements. La portée nominale est de 140 m mais elle peut être étendue à plus de 400 m par l'emploi d'un réflecteur adéquat (STEINMANN, 1996).

### Précision des mesures

La précision dépendra du modèle de Disto™ utilisé et de la distance de mesure. Les tests du LMS ont révélé les valeurs suivantes: ± 1mm à 10 m, ± 3 mm à 140 m et ± 5 mm à 400 m (STEINMANN, 1996). En effectuant un calcul d'erreur sur les données d'un DICLAS du glissement du Hohberg, on obtient une précision moyenne, à 2σ, de ± 4 mm pour la période de 1997 à 2000 et de ± 9 mm depuis mars 2000. Si l'on tient compte de la distance mesurée qui est de 150 m, le premier résultat coïncide bien avec les valeurs énoncées plus haut. Par contre, depuis mars 2000, la précision se dégrade fortement, passant de
<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Fig. 3.7 DICLAS system configuration at the Hohberg landslide.</figcaption></figure>

± 4 mm à ± 9 mm. Ceci s'explique vraisemblablement par une usure du Disto™ ou un léger dysfonctionnement du système.

### Avantages du DICLAS

- L'enregistrement de mesures en continu permet d'observer, de manière très précise, l'évolution des déplacements dans le temps. Le DICLAS est idéal pour la surveillance d'un site.

- Le DICLAS offre une bonne précision si la portée n'est pas trop grande.

- Le système est simple d'utilisation et son coût est modeste (env. 5'000 SFr).

- Environ 3'000 mesures peuvent être stockées dans le fichier, ce qui correspond à plus de 6 mois d'enregistrement avec des lectures toutes les 90 minutes.

- Les données, une fois transférées sur un ordinateur portable, sont traitées très rapidement.

### Inconvénients du DICLAS

- Le DICLAS ne mesure qu'un seul point du glissement; les variations spatiales des mouvements ne sont donc pas déterminées.

- Pour fonctionner, le système nécessite une alimentation électrique (ou par panneaux solaires) permanente.

- Comme il n'est pas toujours possible de placer le dispositif dans l'axe de direction des mouvements, le Disto™ doit régulièrement être réajusté vers la cible. Cette contrainte sera d'autant plus importante si l'angle de visée ou les vitesses de déplacement sont élevées.

- Le système ne fonctionne pas en cas de brouillard dense ou de précipitations intenses.

## 3.4. AUTRES MÉTHODES

### 3.4.1. Mesures de distance par câble

La mesure de distances par câble est une méthode simple et efficace permettant d'enregistrer, de manière permanente, les déplacements d'un point du glissement. Le système comprend un câble, une poulie, un contrepoids et une échelle graduée (Fig. 3.8). Une extrémité du câble est fixée à un élément (bloc, souche, arbre,...) situé sur la masse active tandis que l'autre est rattachée à un contrepoids qui exerce une tension sur le câble. Si la station de référence est située en aval du point "mobile", les déplacements sont enregistrés par une descente du contrepoids le long de la graduation, et par une remontée si la référence est placée en amont. Une mesure traduit un mouvement relatif entre deux points et on parlera de déplacements absolus seulement si la référence est située en zone stable.
<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>**Fig. 3.8** Cable system configuration for distance measurements.</figcaption></figure>

### Précision et correction des mesures

Un système a été installé, par le bureau Geotest SA, dans une zone très active du glissement du Hohberg (v > 1 m/an). Dans ce cas, une précision de l'ordre du centimètre était amplement suffisante et le système mis en place, comportant un câble d'une dizaine de mètres, répondait à cette demande. De ce fait, aucun test ni calcul n'a été entrepris pour évaluer la marge d'erreur exacte de cette méthode. Dans un cas idéal, le dispositif est installé dans la direction des mouvements et les mesures enregistrées correspondent aux déplacements réels. Par contre, si le système est disposé obliquement, une correction d'angle doit être appliquée conformément aux mesures de distances par laser.

### Avantages de la mesure par câble

- L'installation est simple et très peu coûteuse (une centaine de francs).

- Mis à part un réajustement périodique du contrepoids, le travail de l'opérateur consiste uniquement à effectuer les relevés. En effet, la mesure des mouvements est permanente et les résultats sont fournis par le déplacement du contrepoids le long de la graduation.

### Inconvénients de la mesure par câble

- Le système n'est pas automatisé et l'opérateur doit se déplacer pour effectuer les relevés.

- La présence d'un câble est incommodante à l'égard de la faune.

- La précision varie en fonction de la longueur du câble; elle est de l'ordre du cm sur de courtes distances et peut atteindre le dm sur de longues distances.

- Pour de longues distances, en plus du problème de dégradation de la précision, le système exige l'utilisation de contrepoids très lourds pour maintenir le câble sous tension.

### 3.4.2. Inclinométrie

L'inclinométrie est utilisée afin de déterminer l'évolution des mouvements en profondeur. Le système consiste à installer dans un forage un tube muni de 4 rainures orthogonales et d'y introduire une sonde munie de roulettes. Celle-ci, lors de sa descente, va enregistrer les variations d'inclinaison du tube dans deux directions, par paliers consécutifs (par exemple tous les 50 cm). La répétition de ces mesures, dans le temps, permet de définir le diagramme des mouvements sur la verticale en y révélant notamment la profondeur des différents plans de glissement. Lorsqu'une zone de cisaillement est reconnue, on peut y placer une sonde inclinométrique fixe et enregistrer en continu sa variation d'inclinaison. Pour disposer de mouvements absolus, il faut que la base du tube soit scellée dans la roche en place; par conséquent, il ne faut pas lésiner avec la profondeur du tube inclinométrique et descendre quelques mètres dans la roche en place.

#### Précision des mesures

La plupart des appareils offrent une précision excellente, avoisinant 0.25 mm/m. Cette valeur peut encore être améliorée en procédant non pas à deux passages de la sonde placée de façon diamétralement opposée mais à quatre passages de la sonde pour n'utiliser que l'accéléromètre indiquant les déviations dans le plan des roulettes, qui est un peu plus précis que celui situé dans un plan orthogonal. Le cône d'errreur moyen peut ainsi être réduit à 0.15 mm/m (BONNARD, 1990).

#### Avantages de l'inclinométrie

- La mesure inclinométrique permet d'observer les variations de déplacements en profondeur et de localiser ainsi les plans de glissements.

- Les déplacements peuvent être enregistrés en continu.

#### Inconvénients de l'inclinométrie

- Pour chaque mesure inclinométrique, un forage doit être réalisé au préalable. C'est donc une méthode lourde et coûteuse.
- Les mesures sont limitées dans le temps. En effet, une fois le forage cisaillé par les mouvements, elles sont définitivement interrompues et ceci d'autant plus rapidement si les déplacements sont importants.

- Les données fournies par une sonde inclinométrique ne sont pas représentatives du glissement en entier; pour une reconnaissance complète du site, il faut multiplier les forages.

*****
<figure><img src="image_24.png" /></figure>
# 4 - GLISSEMENT DU HOHBERG

## 4.1. GÉNÉRALITÉS

### 4.1.1. Situation et description du glissement

Le glissement de Hohberg-Rohr, appelé égale-
ment glissement du Hohberg, est situé dans les Préal-
pes fribourgeoises à environ 7 km au sud de Plaffeien
et 1.5 km au nord du Schwarzsee, en rive droite de
la Warme Sense (coordonnées moyennes du glisse-
ment: 590.100/169.850; Fig. 4.1). Long de 2.5 km et
large de 300 à 1000 m, il s'étend du Hohmattli (1790
m.s.m.) jusqu'en vallée (1025 m.s.m.) avec une pente
de 11 à 14 % entre 1025 et 1550 m et de 30 à 50 %
au-dessus de 1550 m (Fig. 4.2). La superficie du glis-
sement est d'environ 2 km² et son volume est estimé
à 30 millions de m³ si l'on tient compte de la masse
active et latente (RAETZO et al., 2000). Environ 40 %
de la surface du glissement est boisé, le reste étant
essentiellement composé de pâturages. Quelques cha-
lets sont répartis sur la masse active et une trentaine
d'habitations (Gerendacherli et Rohr) est implantée
dans la zone frontale du glissement (Fig. 4.2, Ann.
2B). La forme du glissement est de type "sablier",
c'est-à-dire avec des parties supérieure et inférieure
évasées et une zone intermédiaire plus resserrée. La
partie supérieure est représentée par plusieurs cou-
loirs actifs, d'une largeur variant entre 100 et 200
m, répartis entre Aettenberg et Hohmattli (Fig. 4.2).
En grande partie recouverts de forêts, les couloirs
se distinguent des zones stables par la présence de
feuillus aux dépens de conifères (Ann. 2A). La zone
intermédiaire, qui s'étend d'Udrischli à Ludena (env.
1300 m à 1150 m d'altitude) sur une largeur de 150
à 200 m, constitue la zone de transit où tous les
couloirs supérieurs convergent. La partie inférieure
plus évasée (env. 400 m de largeur) s'étale jusqu'en
vallée avec une morphologie convexe caractéristique
de front de glissement (Ann. 2B). La reconnaissance

par forages, mesures inclinométriques et sondages
sismiques a révélé une profondeur moyenne de 30 m
pour la masse active et latente et un plan de glisse-
ment entre 15 et 18 m dans les parties inférieure et
intermédiaire (LATELTIN et al., 1997; RAETZO et al.,
2000). Selon la classification décrite en chapitre 1.4,
le glissement du Hohberg peut être défini comme un
glissement profond (> 10 m) avec un mouvement
principal de type translationnel. Le chapitre 4.2.6 traie-
tera plus en détail les phénomènes d'instabilité ren-
contrés dans les différents secteurs.

### 4.1.2. Historique et état des connaissances

Un rapport du Génie agricole daté du 9 mai 1952 énonce des problèmes d'instabilités dans la région du couloir sud du glissement du Hohberg (ICF, 1952; Fig. 4.2). Il précise que la fonte des neiges a produit une sursaturation du sol, ce qui déclencha le glissement de terrain. Les mouvements ont causé la destruction du chemin menant à Lengmoos. Une année plus tard, une lettre de l'Inspection Cantonale des Forêts, adressée à l'Inspection Fédérale des Forêts, relève que la situation s'est encore aggravée dans ce secteur au cours du printemps 1953 (ICF, 1953): "*Un éboulement s'est produit l'année dernière dans la région du Längmos, vallée du Lac Noir. Le phénomène s'est aggravé au cours de ce printemps... Frебourg, le 16 juin 1953*". Cette lettre demande une subvention pour des travaux d'assainissements (drainage des eaux stagnantes et des zones humides), un reboisement complémentaire et l'installation d'une clôture autour du secteur en question. En 1961, la carte géologique au 1:25'000 du Gurnigel établie par TERCIER & BIERI (1961) indique des phénomènes d'instabilité dans la région du Hohberg. Au cours des années septante, des travaux sur les instabilités de terrain intégrant le secteur du Hohberg sont effectués
<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>**Fig. 4.1** Location of studied landslides (1: Hohberg, 2: Falli Hölli, 3: Villarbeney) with simplified tectonic context (after PASQUIER, in prep).</figcaption></figure>

par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg.
Il s'agit de la "carte préliminaire des glissements de terrain du Canton de Fribourg", effectuée par CARON et al. (1976), et de l' "Etude de stabilité pour la planification touristique du Lac Noir " par PLANCHEREL & CARON (1979). En 1992, dans le cadre du Programme National de Recherche 31 (LATELTIN et al., 1997), un travail de cartographie détaillé est engagé sur le glissement du Hohberg par l'Institut de Géologie. Une carte d'instabilité au 1:10'000 est présentée en octobre 1993 au "Forstlichen Arbeitsgruppe für Naturgefahren" (FAN). En 1994, des mesures sismiques sont entreprises sur la marge nord du glissement, au-dessus du quartier de Mösli. Dans la même année,

la Commission Cantonale sur les Dangers Naturels (CCDN) rédige le rapport BATGLISS: fiches des secteurs Rohr, Mösli, Untere Metzgera, Obere Metzgera.
En 1995, D. Zuffi de l'Office Cantonal des Forêts attribue, sur la base de la carte d'instabilité de 1993, un mandat à l'Institut de Géologie de Fribourg pour une surveillance de la partie supérieure du glissement du Hohberg. Un réseau GPS est installé en collaboration avec le Bureau des Autoroutes (BAR).
Les résultats des mesures GPS montrent des déplacements importants, qui amènent à une intensification du réseau et l'établissement d'une nouvelle carte d'instabilité au 1:10'000 (Chap. 4.2.6). Des constructions étant menacées, une commission technique, repré-
<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Fig. 4.2 Hohberg landslide extension and delimitation of the studied area called "secteur Hohberg".</figcaption></figure>
sentée par différents bureaux privés et offices cantonaux, est mise sur pied. Elle est dirigée par B. Loup, géologue de l'Office de la Construction et de l'Aménagement du Territoire (OCAT), et supervisée par M. Zosso, préfet de la Singine, et O. Lötscher, syndic de la commune de Plaffeien. Dès lors, de nombreuses investigations sont entreprises avec notamment l'exécution de plusieurs forages, des analyses géotechniques, des mesures de déplacements, de la géophysique et des études hydrologiques et hydrogéologiques. Parmi les principaux travaux, une analyse de danger et une analyse des risques ont été réalisées par l'Institut de Géologie et présentées sous la forme de rapports, le premier en septembre 1997 (BEER et al., 1997) et le second en mai 1998 (RAETZO & CARON, 1998). Les autres travaux importants effectués dans le secteur Hohberg durant ces dernières années sont résumés ci-dessous:

### Cartographie

(réalisée par l'Institut de Géologie de Fribourg)

- Etude et carte d'instabilité au 1:10'000

- Synthèse, carte géologique/géotechnique au 1:10'000

- Carte des phénomènes au 1:10'000 avec 1 profil en long

### Forages et tranchées

- 13 forages et 7 tranchées de reconnaissance effectuées entre 1989 et 1996 par Géolina SA

- 1 forage réalisé par Müller & Perrottet en 1992

- 3 forages réalisés par CSD Ingénieurs Conseils SA en hiver 1996/97: F1, F2, F3

- 2 forages et 29 tranchées de reconnaissances réalisés par Geotest SA en été 1999: B99.01 et B99.02

### Géophysique (sismique réflexion)

- 4 profils transverses (Q1, Q2, Q3 et Q4) et 1 profil en long réalisés par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg et A. Pugin de l'Université de Genève

### Dynamique du versant

Mesures des déplacements en surface:

- Mesures GPS: 15 campagnes entre 1995-1998 réalisées par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg et le BAR

- Mesures GPS: depuis novembre 1998, 7 campagnes réalisées par Geotest SA en collaboration avec l'Institut de Géologie et le BAR

- Mesures de distances au DICLAS depuis 1997 effectuées par l'Institut de Géologie

- Mesures de déplacements par câble depuis 1999 par Geotest SA

- Mesures de distances au théodolite depuis 1999 par Geotest SA et Philipona & Brügger

Mesures des déplacements en profondeur:

- Mesures inclinométriques dans les forages F1, F2 et F3 au printemps 1997 par CSD Ingénieurs Conseils SA

- Mesures inclinométriques dans les forages B99.01 et B99.02 en automne 1999 par Geotest SA

- Mesures inclinométriques dans 7 forages entre 1995 et 1996 par Géolina SA

### Géotechnique

- Analyses géotechniques en laboratoire effectuées par CSD Ingénieurs Conseils SA (forages F1, F2 et F3) et Geotest SA (forages B99.01 et B99.02)

Modélisation:

- Calculs de stabilité du versant (LARIX) par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg

### Hydrologie et hydrogéologie

- Etude sur l'aquifère artésien de la région de Rohrmoos par Géolina SA

- Etude sur les sources d'Udrischa (jaugeages et analyses physico-chimiques) par Géolina SA

- Relevés de niveaux piézométriques (13 piézomètres) entre 1999-2000 par Geotest SA

- Cartographie des cours d'eau et zones humides par le bureau Philipona & Brügger

- Analyses physico-chimiques et bilans hydriques: 4 campagnes de mesures entre 1997-1998 par CSD Ingénieurs Conseils SA

- Essais de pompages dans 2 forages (F3 et B99.02) réalisés par CSD et Geotest SA

### 4.1.3. Domaines étudiés et collaborations

Grâce aux nombreux travaux d'investigation entrepris dans le secteur Hohberg au cours des dernières années ainsi qu'à la présence d'une station météorologique à proximité du site (station WSL Rotenbach; Fig. 4.1), le glissement du Hohberg était le candidat idéal pour entreprendre une étude détaillée sur la relation entre la dynamique d'un versant instable et les conditions climatiques. Il a donc été choisi comme site pilote pour le développement et la validation de la méthode d'analyse proposée dans ce travail qui met en évidence cette relation (Chap. 1). Afin de compléter les données existantes, divers travaux ont été
réalisés pour ce projet dont une partie en collaboration avec les bureaux et offices mandatés pour la surveillance et l'assainissement du site ainsi que le Laboratoire de Géologie de l'EPFL (GEOLEP), dans le cadre de la thèse de doctorat de Pierre TULLEN (2002). Les résultats sont présentés dans les chapitres 4.2 à 4.6 avec, dans l'ordre, la géologie et la carte des phénomènes (Chap. 4.2), les sondages directs et indirects en profondeur (Chap. 4.3), les analyses hydrologiques et hydrogéologiques (Chap. 4.4), les mesures de déplacement (Chap. 4.5), l'analyse dendrogéomorphologique (Chap. 4.6) et l'analyse climatologique (Chap. 4.7). Le chapitre 4.8 traite ensuite de la relation activité-climat à différentes échelles temporelles. Dans le dernier chapitre enfin, une évaluation de danger ainsi que des propositions pour une surveillance du site et des travaux d'assainissement sont énoncées.

## 4.2. GÉOLOGIE ET CARTOGRAPHIE

L'interprétation géologique de la région du Hohberg et les descriptions lithologiques du substrat rocheux proviennent d'un travail de synthèse réalisé pour cette étude (OSWALD & DAPPLES, 2001). Une carte au 1:10'000, une série de profils ainsi qu'une notice explicative ont été établies sur la base des travaux suivants: TERCIER & BIERI (1961), GISIGER (1967), ANDREY (1974), PLANCHEREL (1976, 1979), PLANCHEREL & CARON (1979), VAN STUIJVENBERG (1979, non publ.), CARON et al. (1989) et BEER et al. (1997). Un profil en long et un extrait de la carte sont présentés, respectivement, dans la figure 4.3 et l'annexe 3.

### 4.2.1. Cadre structural et stratigraphique

Le glissement du Hohberg se situe dans les Préalpes fribourgeoises au contact entre les Préalpes Externes et les Préalpes Médianes. Les unités tectoniques rencontrées sont: le Flysch du Gurnigel au NNW, les Préalpes Médianes Plastiques au SSE et une zone de Mélange intercalée (Fig. 4.1, 4.3 et Ann. 3). Cette dernière apparaît soit au contact entre le Flysch du Gurnigel et les Préalpes Médianes, ce qui est le cas dans la partie occidentale du secteur Hohberg, soit entre deux écailles du Flysch du Gurnigel. Etant donné le caractère lithologique chaotique de la zone de Mélange, notamment avec la présence de lentilles ou d'olistholites, son extension est dif-

ficile à déterminer. Les limites entre les différentes unités ont été tracées sur la base de datations de nanofossiles calcaires réalisées à l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg (VAN STUIJVENBERG, non publ.) ainsi que sur la répartition lithologique des lentilles. Les unités sont orientées WSW-ENE avec un contact chevauchant des Préalpes Médianes sur les Préalpes Externes. Une succession de failles de direction subméridienne ainsi que divers chevauchements parallèles aux limites des unités structurales ont été relevés par GISIGER (1967) dans le secteur Hohmattli des Préalpes Médianes. A plus grande échelle, un accident sénestre de direction N10°E a été tracé hypothétiquement afin de représenter la dislocation Bellegarde - Lac Noir décrite par PLANCHE-REL (1976).

### 4.2.2. Le Flysch du Gurnigel

Le Flysch du Gurnigel est présent dans toute la partie nord et ouest du glissement du Hohberg ainsi que dans le secteur Guglera (Ann. 3). Il apparaît également dans le secteur Lengmoos sous la forme d'olistholites. Ses propriétés lithologiques, structurales et tectoniques sont propices au développement d'instabilités de terrain. De nombreux cas confirmant cette prédisposition ont été recensés par RAETZO-BRÜLHART (1997) dans le cadre de sa thèse de doctorat. La série, composée essentiellement d'une alternance de marnes et de grès, atteint une épaisseur de 1'300 m dans la région Schwarzsee.

Le Flysch du Gurnigel a été subdivisé en 6 unités biostratigraphiques, sur la base de nannofossiles calcaires, par VAN STUIJVENBERG (1979): le "Maastrichtien", "Danien", "Thanétien", "Ilerdien", "Cuisien" et "Lutétien". Pour des raisons pratiques, les descriptions lithologiques se feront selon les subdivisions lithostratigraphiques du même auteur. Pour les corrélations, se référer à la figure 4.4.

**Flysch I (= Série de Hellstätt)**

La Série de Hellstätt définit la séquence basale du Flysch du Gurnigel. Elle montre une alternance régulière de différents types de turbidites (conglomérats, grès, marnes et calcaires) accompagnés de pélites hémipélagiques vertes. L'épaisseur totale de la série est estimée à 100-300 m. Les marnes, apparaissant sous diverses formes, constituent la lithologie prédominante de la Série de Hellstätt. Les grès sont présents sous forme de bancs de 2-50 cm, pouvant atteindre 2 m d'épaisseur. Après les marnes, il s'agit
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>**Fig. 4.3** Hohberg landslide long profile (after RAETZO-BRUELHART, 1997 and OSWALD & DAPPLES, 2001). See annexes 3 and 4 for profile location.</figcaption></figure>
de la lithologie la plus représentée. Les conglomérats apparaissent localement, sous la forme de bancs de moins de 50 cm d'épaisseur. Ils sont polygéniques et leur dimension est généralement inférieure à 2 cm. Les calcaires sont rares mais typiques: ils sont blanchâtres, fins et massifs. Les pélites hémipélagiques vertes se retrouvent sur quelques centimètres d'épaisseur au sommet des marnes turbiditiques.

### Flysch IIa

Cette unité de 100 m d'épaisseur surmonte la série de Hellstätt. Elle se caractérise par une alternance de

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Fig. 4.4 Stratigraphic correlations of Gurnigel Flysch (simplified after VAN STUIJVENBERG, 1979).</figcaption></figure>

Column A: Apparent ages after CAVELIER & POMEROL (1977)

Columns B, C and D: Periods, epochs and ages

Column E: Biostratigraphic units (based on calcareous nannofossil zonations)

Column F: Lithostratigraphic units

fins niveaux de grès et de pélites turbiditiques noirs et verts. Les grès, à ciment le plus souvent carbonaté, sont parfois riches en glauconie.

### Flysch IIb (≈ "Thanétien")

Cette série, d'environ 150 m d'épaisseur, est caractérisée par une prédominance de grès. Elle définit souvent les crêtes et les falaises, surplombant les dépressions de Maastrichtien-Danien. Les faciès sont caractérisés par d'épais bancs de grès (jusqu'à plus de 5 m d'épaisseur), montrant des séquences de "thickening-up" dans la partie inférieure et de "thinning-up" dans la partie supérieure. Des intervalles pélitiques (jusqu'à 10 m d'épaisseur) apparaissent entre ces imposantes séquences gréseuses.

### Flysch III

Sur le Flysch gréseux du Thanétien vient reposer un niveau de pélites, entrecoupées de grès et de conglomérats. Les intervalles à dominance pélitique montrent une alternance typique de fins niveaux gréseux, de pélites turbiditiques grises et de pélites hémi-pélagiques vertes. Les intercalations de grès sont souvent de nature calcarénitique et peuvent dévoiler des séquences de "thinning-up". La présence de petits bancs de grès grossier n'est pas exclue. La puissance de cette unité peut atteindre jusqu'à 500 m d'épaisseur.

### Flysch IV

Le sommet de la nappe du Gurnigel est représenté par une séquence marneuse (riche en calcaire), accompagnée de rares pélites verdâtres. Son épaisseur peut atteindre 100 à 150 m.

### 4.2.3. La zone de Mélange

La zone de Mélange est présente sur une grande partie du secteur Hohberg et son faciès, au même titre que le Flysch du Gurnigel, joue vraisemblablement un grand rôle dans la genèse du glissement. D'âge priabonien au moins, elle forme généralement des dépressions. Elle est composée d'une matrice marneuse (rarement affleurante), emballant des lentilles de Mésozoïque, de Flysch du Gurnigel et de conglomérats. Son aspect très chaotique permet difficilement de reconnaître tous ses composants. Les descriptions lithologiques qui vont suivre sont tirées de VAN STUIJVENBERG (1979) et représentent les différents faciès rencontrés dans l'ensemble de la région du Gurnigel. Il n'est donc pas assuré que tous les faciès soient représentés dans le secteur Hohberg.
### Matrice du Mélange

Elle est composée de pélites noires, de siltites et de grès très fins. Ces derniers sont fortement tectonisés et montrent fréquemment des fractures calcitésées. Des pélites marneuses vertes s'y mélangent parfois.

### Composants du Mélange

Les lentilles et olistolithes du Mésozoïque, de nature et taille variable, constituent le composant principal (en volume) de la zone de Mélange. Les faciès reconnus sont les suivants:

**Trias:** Il apparaît surtout par la présence de gypse (laminé et plissé) et de dolomies comparables à celles des Préalpes Médianes. Divers affleurements ont été déterminés par GISIGER (1967) et PLANCHEREL & CARON (1979) dans le secteur Hürli. Il n'est pas exclu de rencontrer également quelques pélites dolomitiques vertes et rouges et des grès quartzitiques rouges, comparables au faciès Helvétique.

**Rhétien:** Certaines marnes silteuses pourraient être attribuées au Rhétien.

**Lias:** Il s'agit de biosparites de faciès semblable aux Lias des Préalpes Médianes.

**Dogger:** Il est possible de rencontrer des marnes silteuses et des grès fins comparables au faciès des Préalpes Médianes, pouvant se confondre parfois avec la matrice du Mélange. Deux zones (590.708/169.585; 590.852/169.574) de pélites argileuses noires ont été attribuées au Dogger (Membre D) par GISIGER (1967).

**Malm:** Différents types de calcaires (calcaires noduleux, calcarénites, calcirudites et calcaires micritiques), comparables en grande partie au Malm des Préalpes Médianes, sont présents. Certains ont cependant des affinités avec le faciès de l'Ultrahelvétique de la région de Montsalvens. Une lentille de ces calcaires a été relevée par GISIGER (1967) dans le secteur du Col (Fig. 4.2; Ann. 3).

**Crétacé inférieur:** Des blocs de calcaires isolés peuvent montrer des affinités avec les faciès de l'Helvétique, de l'Ultrahelvétique (Montsalvens) ou encore des Préalpes Médianes.

**Crétacé supérieur:** Quelques rares calcaires pélagiques (verts à gris) de l'Ultrahelvétique ont été observés.

Divers affleurements de Flysch du Gurnigel, reconnus par GISIGER (1967), PLANCHEREL & CARON (1979) et VAN STUIJVENBERG (non publ.), ont été interprétés comme étant des lentilles du Mélange. Deux grandes zones, dans la région Lengmoos-Hürli, ont été définies grâce à deux affleurements (589.585/169.600 et 589.765/169.675; Ann. 3). Leur extension, basée sur des critères morphologiques, est un peu arbitraire.

Des conglomérats, pour la plupart d'âge Maастichtien, sont présents dans la zone de Mélange. Ils sont polygéniques avec des éléments granitiques grossiers (jusqu'à 1 m) et montrent généralement un granoclassement. Dans la région du Ladengrat (env. 594.300/171.800), des poudingues grossiers, composés de blocs de Malm (à nummulites) ont été observés.

### 4.2.4. Les Préalpes Médianes Plastiques

Les Préalpes Médianes apparaissent à l'extrémité sud du glissement du Hohberg avec le synclinal de la Dent de Broc. Elles ne concernent que très peu le glissement proprement dit mais occupent une partie non négligeable du bassin versant.

La cartographie des unités des Préalpes Médianes est basée sur la thèse de GISIGER (1967) et les travaux de PLANCHEREL (1976, 1979), PLANCHEREL & CARON (1979) et ANDREY (1974). Les descriptions lithologiques sont tirées de la thèse de GISIGER. Les unités présentes sur la carte s'étendent du Trias (Keuper) au Crétacé inférieur. A noter que les formations ainsi que les descriptions lithologiques qui vont suivre ne concernent que la région du Hohmattli.

#### Formation gypseuse et dolomitique (Keuper ?)

Dans cette formation, trois faciès apparaissent: le *gypse*, les *cornieules* et les *dolomies* (avec intercalations d'argiles vertes). Ils forment le coeur des anticlinaux et sont en contact avec les unités au front de la nappe des Préalpes Médianes. On les retrouve également sous forme de lentilles, dans le secteur Hürli par exemple. Tout le long du plan de chevauchement, le gypse (contrairement au flysch) se repère grâce aux dolines qu'il détermine dans les dépôts glaciaires. Les cornieules couvrent le sommet du Hohmattli.

#### Couches de Kössen (Rhétien)

La limite lithologique inférieure est nettement
identifiable avec l'apparition d'une succession de petits niveaux de calcaires et de pélites argileuses gris-noir dont la couleur et la stratification se distinguent clairement de celles des dolomies sous-jacentes. La limite supérieure est marquée par l'apparition de bancs de calcaires gréseux, à altération rougeâtre. L'épaisseur de cette formation, basée sur deux affleurements, varie entre 5 et 6 m (vraisemblablement réduite par des écrasements tectoniques). Cette formation dévoile une lithologie complexe et variable latéralement. Il s'agit globalement d'une alternance de pélites argileuses gris-noir et de calcaires.

### Formation oolithique (Hettangien)

Sa limite inférieure est fixée à l'apparition de bancs massifs, sans pélites bien développées, formant régulièrement une rupture de pente au-dessus des Couches de Kössen. L'appellation "Formation oolithique" correspond davantage à une tendance de la sédimentation vers le faciès oolithique, qui forme la partie supérieure de la série, qu'à la généralisation de ce faciès. On y trouve des calcaires gréseux, des calcaires coralliens, des calcaires oolithiques et plus rarement des micropoudingues et des calcaires argileux.

### Formation spathique

(Sinémurien et Toarcien sup.)

Dans le secteur Hohberg, la formation spathique apparaît sur de vastes surfaces, mais les affleurements se résument à des têtes de bancs dans les pâturages. Elle se distingue par la présence de calcaires spathiques et de brèches dolomitiques. Les spaths de calcite sont attribués à des débris de crinoïdes, à du ciment ou parfois à des débris organiques divers (algues, bryozoaires,...). Ces roches démontrent un caractère détritique, souligné par la présence de microconglomérats (galets de quartz clastiques) et de débris organiques.

### Formation siliceuse (Pliensbachien ?)

Cette formation affleure très rarement et sa limite supérieure est invisible. Macroscopiquement, ce sont des calcaires gris-bleu à cassure écailleuse brillante. La loupe permet d'y distinguer une plus ou moins grande abondance de glauconie ou de quartz détritiques. Si la texture est très fine, les calcaires peuvent se débiter en plaques mal individualisées dans la zone d'altération. Parmi les composants organiques, on trouve des bivalves, des gastéropodes, des foraminifères, des ostracodes, des radiolaires et des spicules d'éponges silicifiés.

### Formation calcaréo-argileuse

(Toarcien-Oxfordien moy.)

Cette formation est subdivisée en quatre membres, dénommés par A, B, C et D. Le **Membre A** (Toarcien-Aalénien) est composé d'une alternance, en proportion égale, de pélites et de calcaires. La base est reconnaissable à l'apparition de quelques décimètres de calcaires gréseux à lamination fine entre-coupés de pélites argileuses tendres. Le **Membre B** (Bajocien) se distingue par une alternance de calcaires et de pélites avec une nette dominance pour les calcaires. A la base, on peut observer des calcaires légèrement détritiques, à spicules et Zoophycos. Le **Membre détritique C** (Bathonien) est constitué de calcaires quartzitiques, de calcaires argileux gris-vert, de calcschistes et de fins niveaux de pélites argileuses. Son épaisseur est d'environ 75 m dans la région du Hohmattli mais n'affleure que sporadiquement dans les forêts ou pâturages. Le **Membre D des calcschistes** (Callovien-Oxfordien inf. ?) montre une suite monotone de calcschistes gris-bleu à altération grise ou brune, composés d'une masse calcaréo-argileuse cryptocristalline, parfois grumeleuse, contenant des débris calcitiques et organiques divers. Deux lentilles de ces calcschistes ont été reconnues dans le secteur de la niche d'arrachement du "Schuttstrom" par GISIGER (1967; Fig. 4.2 et Ann. 3).

### Formation des calcaires massifs

(Oxfordien moy. – Berriasien sup.)

Deux membres subdivise cette formation: le Membre noduleux et le Membre des calcaires massifs et sublithograpiques. **Le Membre noduleux** est très écrasé par les pressions tectoniques. Son épaisseur ne dépasse pas 10 m et les affleurements ne montrent qu'un mélange trituré de pélites vertes et de calcaires noduleux. La limite inférieure se marque par un passage brusque des calcschistes calloviens aux pélites noduleuses. La limite supérieure est plus délicate car les pélites noduleuses diminuent progressivement d'épaisseur et de fréquence. La limite a été fixée arbitrairement à la base du premier gros banc massif. Le faciès noduleux se présente uniquement sous la forme de pélites aux couleurs variant du gris au vert. **Les calcaires massifs et sublithographiques** sont constitués de brèches à ciment calcitique, de calcaires pseudo-oolithiques à galets mous d'aspect graveleux, de calcarénites brunes à débris calcitiques et organiques, de calcaires grumeleux et de calcaires sublithographiques beiges ou légèrement verdâtres. Une lentille de cette formation a été reconnue par GISIGER (1967) en bordure de route dans le secteur du Col (Fig. 4.2; Ann. 3).
### Formation des calcaires plaquetés (Crétacé inf.)

Les calcaires plaquetés, en petits bancs de 10-15 cm délimités par des joints pélitiques, sont caractéristiques. A la base de la série, on trouve des calcaires fins beiges à cassure conchoïdale lisse. La suite est faite de calcaires gris-verdâtres, tachetés de noir. Dans la région du Hohmattli, rien ne surmonte les calcaires plaquetés.

### 4.2.5. Les dépôts quaternaires

Une première étude sur les dépôts quaternaires du secteur Hohberg a été réalisée par l'Institut de Géologie de Fribourg dans le cadre d'un mandat pour une analyse de danger, attribué par la commune de Plaf feien (BEER et al., 1997). Une carte détaillée a été établie, subdivisant les dépôts en classes granulomé triques. Les informations complémentaires apportées par divers travaux de terrain, tels que des tranchées de reconnaissance, des mini-forages à la tarière et des travaux de drainage, ont amené à modifier quel que peu cette carte, notamment en regroupant certai nes classes. La carte présentée dans ce travail (Ann. 4) propose les subdivisions suivantes: le matériel de glissement, les dépôts de pente, les éboulis et éboulements, le remplissage de vallée et les dépôts compac tés.

#### Matériel de glissement

Le glissement du Hohberg s'est mis en place dès le retrait glaciaire, il y a plus de 14'000 ans, par une succession de coulées de boue et autres proces sus gravitaires (chutes de blocs, laves torrentielles,...; DAPPLES, 2002). La masse active et latente du glisse ment est donc composée essentiellement d'un ensem ble très hétérogène de dépôts gravitaires et de moraines remaniées se manifestant le plus souvent sous la forme d'une matrice silto-argileuse ou argilo-silteuse englobant un volume variable de graviers, de pierres et de blocs. Ce matériel se caractérise par une faible perméabilité, variant entre 10⁻⁶ et 10⁻⁹ m/s (EPFL, 2002). La profondeur moyenne de cet ensemble est de 30-35 m, atteignant 50 m dans la zone de front de glis sement où elle repose sur des dépôts de remplissage de vallée (Fig. 4.3). Des précisions sur les variations latérales et en profondeur sont présentées dans le cha pitre 4.3.1 avec les descriptions de forages.

#### Dépôts de pente

Les dépôts de pente sont représentés ici par des col luvions, composés essentiellement de limons sableux ou de sables limoneux riches en graviers et en blocs. Ils sont situés sur des pentes à déclivité moyenne, soit

en marge du glissement, soit au sein de celui-ci dans des zones de faible activité où ils sont peu affectés par la remobilisation. Ils se différent du matériel de glissement surtout par une teneur en argile plus faible se traduisant par une perméabilité sensiblement plus élevée.

#### Éboulis et éboulements

Tous les éboulis et dépôts d'éboulements ont été recensés dans les secteurs de Hohmattli, Lengmoos et Hürli (Fig. 4.2), c'est-à-dire au pied et sur le flanc des Préalpes Médianes. Mis a part quelques éboulis récents dans la partie supérieure, les dépôts sont anciens et recouverts de végétation. Les éléments sont englobés dans une matrice composée le plus souvent de sable et de limon. La perméabilité est générale ment moyenne mais peut être élevée à proximité des gros blocs ce qui est le cas, par exemple, dans le sec teur Lengmoos (Chap. 4.4.2).

#### Remplissage de vallée

Au front du glissement, la masse active et latente repose sur un remplissage de vallée constitué d'allu vions et de divers dépôts gravitaires (coulées de boue, laves torrentielles, éboulements,...). Ce rem plissage comporte une épaisseur maximale estimée à 80 m (GÉOLINA, 1991) et s'étend ensuite sous le glisse ment pour disparaître entre Gerendacherli et Ludena. Les alluvions, composés majoritairement de graviers sableux font office de réservoir. Ils ont été reconnus par forages dans le secteur Gerendacherli et dans le secteur Rohrmoos sous la forme d'aquifère artésien. Les caractéristiques et le rôle de ces aquifères seront discutés dans le chapitre 4.4 qui traite de l'hydrogéo logie.

#### Dépôts compactés

Au sud-est de Ludena, une zone décrivant un relief positif sépare le glissement du Hohberg d'un autre secteur actif. La composition de cette crête n'est pas clairement identifiée et son origine reste incertaine. Il pourrait s'agir d'une lentille de la zone de Mélange masquée par des dépôts quaternaires, ou alors d'un dépôt quaternaire en soi, plus ou moins compacté (une moraine par exemple). En surface, le matériel s'ap parente à celui des éboulis/éboulement avec de nom breux blocs et une matrice limono-sableuse.

### 4.2.6. Carte des instabilités

Une carte des instabilités (ou carte des phé nomènes) a été établie en août 1996 par RAETZO BRÜLHART (1997; Fig. 4.5), basée sur la méthode
<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>**Fig. 4.5** Map of phenomena of the Hohberg landslide (August 1996; modified from RAETZO-BRUELHART, 1997).</figcaption></figure>
de cartographie de l'inventaire cantonal des instabilités de terrain, concordant en partie avec celle proposée dans les recommandations féférales (KIENHOLZ & KRUMMENACHER, 1995; LATELTIN et al., 1997). Les secteurs sont définis en fonction du type d'instabilité et du degré d'activité. Les phénomènes reconnus dans le périmètre cartographié sont les processus de chutes (pierres, blocs), la solifluction (actuelle et potentielle), les zones d'instablilité potentielle et le glissement actif. Ce dernier est subdivisé en 5 classes basées sur une estimation des vitesses:

< 2cm/an: mouvement très lent ou vitesse très faible

2-4 cm/an: mouvement lent ou vitesse faible

4-10 cm/an: mouvement distinct ou vitesse moyenne

10-40 cm/an: mouvement rapide ou vitesse élevée

> 40 cm/an: mouvement très rapide ou vitesse très élevée ("Schuttstrom").

Les pentes escarpées du Hohmattli, dans les Préalpes Médianes, sont dominées par des processus de chutes tandis que l'activité de glissement est faible et généralement superficielle (Fig. 4.5). Au pied de cette zone, tout le replat du secteur de Guglera, situé en zone de Flysch du Gurnigel, est marqué par un glissement rotationnel moyennement actif. Vers 1400 m d'altitude, un "Schuttstrom" aux vitesses très élevées (1 m/mois en hiver 1998-99) prend naissance dans la zone de Mélange, dévoilant une niche d'arrachement spectaculaire (Ann. 2A). Il rejoint la zone de transit en affectant la route qui mène à Lengmoos et s'étend ensuite en rive gauche du Hohbergbach, probablement jusque vers 1240 m d'altitude. La région du Col d'Aettenberg et d'Udrischa sont à l'origine des nombreux couloirs actifs qui convergent vers la zone de transit. Jusqu'au secteur Ludena, le glissement se manifeste par une série de lobes marquant les contacts entre les masses actives et des mouvements plus lents. La partie inférieure s'élargit et se sépare en deux langues principales de part et d'autre d'une crête plus résistante. L'origine de cette crête est incertaine; l'interprétation des données sismiques la définit par un sédiment compacté que l'on pourrait attribuer à de la moraine. Le chalet de Ludena "flotte" au sein d'une masse active avec des vitesses pouvant atteindre plus de 8 cm/mois (printemps 1999). Ne subissant pas de réels mouvements différentiels, les dégâts ne sont pas conséquents. Le quartier de Gerendacherli par contre, seulement en partie protégé par cette crête, est soumis à des mouvements différentiels importants qui ont des conséquences sévères: suite à l'accélération du printemps 1999, deux chalets ont dû être évacués tandis que plusieurs autres, fortement affectés, sont depuis sous étroite surveillance. Le pied du glis-

sement est souligné par une série de lobes frontaux qui traduisent une activité décroissante en direction de la vallée (Ann. 2B).

## 4.3. RECONNAISSANCES EN PROFONDEUR

### 4.3.1. Méthode directe par forages

Dans le cadre des travaux de surveillance et d'assainissement du glissement, cinq forages carottés ont été réalisés, dont trois par le bureau CSD en 1996-97 (F1, F2 et F3) et deux par Geotest SA en 1999 (B99.01 et B99.02). Des mesures inclinométriques, des analyses géotechniques et parfois des tests hydrogéologiques ont été entrepris. Les résultats des trois premiers forages sont intégrés dans l'étude de BEER et al. (1997) et ceux des deux autres dans le rapport GEOTEST (1999). Auparavant, pour la réalisation de divers mandats, un certain nombre de forages ont été effectués dans le secteur Hohberg: huit forages carottés (B1 à B8) et cinq destructifs (G1 à G5) par GÉOLINA (1991, 1992, 1996) et un forage destructif (G6) par MÜLLER & PERROTTET (1992). Tous les forages sont localisés sur un fond topographique (Fig. 4.6) et les principaux résultats sont résumés dans la figure 4.7. La présence de débris de bois fossile dans les forages a permis de dater une succession d'événements gravitaires (coulées de boue, laves torrentielles ou glissements de terrain) produits durant l'Holocène. Les datations, réalisées par analyses ¹⁴C et dendrochronologiques, sont présentées et interprétées dans la thèse de doctorat de DAPPLES (2002).

**Le forage F1** est situé dans le secteur Metzgera (coord.: 589.844/169.882) à une altitude de 1205 m. Profond de 44 m, il a atteint la roche en place à 37.8 m de profondeur. Le matériel meuble rencontré est constitué exclusivement de dépôts gravitaires, c'est-à-dire d'une masse très hétérogène de silts et d'argiles avec des graviers, des pierres et quelques blocs. De la matière organique a été observée jusqu'à 11 m de profondeur et deux échantillons de bois ont pu être datés, révélant les âges de 1490 ±110 et 3515 ±155 cal BP. La pose d'un tube et d'une sonde inclinométrique a permis d'identifier un plan de glissement très net à 16.5 m.

**Le forage F2** est implanté à 1139 m d'altitude dans le secteur Ludena (coord.: 589.518/169.882). L'épaisseur et la composition du matériel meuble
ainsi que la profondeur du plan de glissement sont identiques au forage F1. Trois échantillons de bois, récoltés entre 1 et 14 m de profondeur, ont été datés à 1090 ±140, 1505 ±105 et 4075 ±165 cal BP.

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Fig. 4.6 Location of drillings in the "secteur Hohberg".</figcaption></figure>

Le forage F3 est situé au sud-est du quartier de Gerendacherli (coord.: 589.238/169.879) à 1081 m d'altitude. Il est profond de 80 mètres et la roche en place a été touchée à 71.6 m. Un aquifère artésien a été localisé à 52 m par des venues d'eau jaillissantes. Il est contenu dans une zone de graviers sablonlimoneux d'environ 6 m d'épaisseur, emprisonnée au sein de dépôts gravitaires argilo-silteux. Du bois a été trouvé jusqu'à plus de 60 m de profondeur et les données de quatre échantillons ont révélé les âges suivants: 1415 ±95, 11550 ±400, 10675 ±425 et 13600 ±450 cal BP. Un seul plan de glissement a été mis en évidence à 18.5 m.

Le forage B99.01 a été effectué juste en amont des dernières habitations de Gerendacherli (coord.: 589.270/169.930), à une altitude de 1082 m. Jusqu'à une profondeur de 14 m, le matériel est composé majoritairement de silts et d'argiles, agrémenté de quelques graviers et de pierres. On note la présence de nombreux débris de bois fossile qui ont permis de dater un échantillon à 6060 ±120 cal BP. De 14 à 53 m, profondeur qui marque la fin du forage, les dépôts se présentent sous la forme d'une alternance de niveaux fins (argilo-silteux) et grossiers (graviers sablo-limoneux). Aucune venue d'eau importante n'a été relevée, ce qui signifie que l'aquifère artésien observé au F3 n'a pas été touché. Il est donc soit complètement absent au droit de ce forage, ce qui semble peu probable étant donné la faible distance qui le sépare du F3 (env. 40 m), soit situé quelques mètres plus en profondeur. Le plan de glissement a été localisé à 14 m, ce qui coïncide avec les 18.5 m atteint au F3, étant donné la position respective des deux forages par rapport à la masse active principale, le

<table><caption>Fig. 4.7 Synthesis of main drillings carried out in the "secteur Hohberg". For location, see figure 4.6.</caption><thead><tr><th rowspan="2"></th><th colspan="3">CSD Ingénieurs Conseils SA</th><th colspan="2">(Geotest SA)</th><th colspan="8">(Géolina SA)</th><th rowspan="2">(Müller & Perrottet)</th></tr><tr><th>F1</th><th>F2</th><th>F3</th><th>B99.01</th><th>B99.02</th><th>B3</th><th>B4</th><th>B6</th><th>B8</th><th>G1</th><th>G2</th><th>G3</th><th>G6</th></tr></thead><tbody><tr><th>Drilling</th><td colspan="12"></td></tr><tr><th>Date</th><td colspan="12"></td></tr><tr><th>Coord.</th><td>589.844<br>169.882</td><td>589.518<br>169.882</td><td>589.238<br>169.879</td><td>589.270<br>169.930</td><td>589.170<br>169.960</td><td>589.125<br>169.925</td><td>589.108<br>169.891</td><td>589.163<br>169.815</td><td>589.275<br>169.858</td><td>588.900<br>169.940</td><td>588.910<br>169.975</td><td>588.033<br>170.018</td><td>589.150<br>170.150</td><td></td></tr><tr><th>Altitude (m a.s.l)</th><td>1205</td><td>1139</td><td>1081</td><td>1082</td><td>1057</td><td>1058</td><td>1062</td><td>1067</td><td>1092</td><td>1025</td><td>1025</td><td>1036</td><td>1050</td><td></td></tr><tr><th>Borehole depth</th><td>44 m</td><td>46 m</td><td>80 m</td><td>53 m</td><td>50 m</td><td>20 m</td><td>25 m</td><td>25 m</td><td>30 m</td><td>70 m</td><td>51 m</td><td>59 m</td><td>65 m</td><td></td></tr><tr><th>Bedrock depth</th><td>39 m</td><td>38 m</td><td>72 m</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>56 m</td><td></td></tr><tr><th>Slide plane depth</th><td>16.5 m</td><td>16.5 m</td><td>18.5 m</td><td>14 m</td><td>?</td><td>5 m</td><td>8 m</td><td>12.5 m</td><td>16.5 m</td><td>/</td><td>/</td><td>/</td><td>/</td><td></td></tr><tr><th>Artesian aquifer depth</th><td>no</td><td>no</td><td>52 m</td><td>?</td><td>38 m</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td><td>47 m</td><td>47 m</td><td>57 m</td><td>?</td><td></td></tr></tbody></table>
B99.01 étant situé en marge et le F3 au sein même de cette langue.

Le forage B99.02 est implanté dans le quartier de Gerendacherli (coord.: 589.170/169.960) à 1057 m d'altitude. Profond de 50.3 m, il n'a pas atteint le substrat rocheux. Jusqu'à une profondeur de 35.5 m, le matériel est constitué de divers dépôts gravitaires avec des silts argilo-graveleux et des argiles silto-graveleuses. Des petits niveaux (< 1 m) de graviers limoneux, de pierres et de blocs s'y intercalent parfois. La matière organique est omniprésente et un échantillon de bois, prélevé à environ 25 m de profondeur, a été daté à 6990 ±190 cal BP. Depuis 35.5 m jusqu'à la fin du forage, le matériel rencontré est beaucoup plus grossier avec une dominance de graviers et de sables associés à des pierres et quelques blocs. La partie fine silto-argileuse est présente en faible quantité ou alors totalement absente. Ces dépôts plus perméables contiennent un aquifère artésien, avec une surface piézométrique virtuelle mesurée entre 10 et 15 m au dessus de la surface topographique (Fig. 4.8). Les mesures inclinométriques, perturbées par les venues d'eau, n'ont pas permis de localiser le plan de glissement.

Les forages B1 à B8 ont été réalisés par le bureau Géolina SA, dans le cadre d'un projet de construction d'un centre thermal. Ils sont répartis sur le front sud

<figure><img src="image_31.png" /></figure>

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>**Fig. 4.8** Profile of the Hohberg landslide toe showing the artesian aquifer extension.</figcaption></figure>

du glissement entre 1044 et 1092 m d'altitude avec des profondeurs variant entre 12 et 30 m (Fig. 4.6). La roche en place n'a jamais été atteinte et aucun aquifère n'a été observé. Les dépôts rencontrés sont d'origine gravitaire avec une matrice fine et abondante. Les mesures inclinométriques ont révélé une profondeur du plan de glissement à 5 m au B3, 8 m au B4, 12.5 m au B6 et 16.5 m au B8, tandis que le B7 n'a rien signalé. Deux échantillons de bois ont été récoltés dans le forage B7, à 7 et 20 m de profondeur, pour une datation au $^{14}$C; les âges obtenus sont 2835 ±35 et 2125 ±175 cal BP.

Les forages G1 à G6 ont été effectués dans le cadre de mandats pour la mise en place de sondes terrestres (G2 à G6) ou pour des tests hydrogéologiques (G1). Ils sont situés au pied du glissement, en-dehors de la masse active actuelle. Les forages G1 et G2 ont une profondeur respective de 70 m et 51 m mais n'ont pas atteint le substrat rocheux. Distants d'une cinquantaine de mètres l'un de l'autre, ils ont révélé des dépôts gravitaires jusqu'à 46 m, caractérisés par des argiles et des silts gravelo-sableux, qui surmontent des sables et des graviers, vraisemblablement d'origine alluviale. Ces derniers, plus perméables, contiennent un aquifère artésien. Le G3 a mis en évidence des argiles et des silts plus ou moins riches en graviers jusqu'à 56 m et des graviers sablo-limoneux dans les trois derniers mètres (56-59 m). Un aquifère artésien a été localisé dans ce niveau inférieur. Les forage G4 et G5, profonds de 35 et 42 m, ont traversé uniquement des dépôts gravitaires, composés d'argiles et de silts avec une quantité variable de graviers. Le G6, avec une profondeur de 65 m, a atteint la roche en place à 56 m. Le matériel meuble est constitué de dépôts gravitaires avec des argiles limono-graveleuses et deux niveaux de graviers limoneux (entre 0-10 m et 36-38 m).

### 4.3.2. Méthode indirecte par géophysique

#### Sismique réflexion

Au cours de l'année 1997, des sondages par sismique réflexion ont été entrepris par l'Institut de Géologie de l'Université de Fribourg et A. Pugin de l'Université de Genève afin de définir au mieux la répartition spatiale des dépôts meubles (BEER et al., 1997). Quatre profils transverses (Q1 à Q4) et un profil en long (SLP) ont été effectués, puis interprétés en utilisant les données de forages comme références. Les résultats obtenus sont présentés dans la figure 4.9 avec 6 subdivisions: le matériel de glissement actif, le matériel de glissement latent, les dépôts compac-
tés, le remplissage de vallée, le substrat altéré et le substrat sain. Le profil Q1, situé le long de la route qui mène à Lengmoos, montre une séparation nette entre les 3 ou 4 couloirs centraux et le couloir sud (Fig. 4.2). Cette morphologie positive du substrat est due à la présence d'une lentille de calcaire plus résistante.

L'épaisseur maximum des dépôts meubles est d'environ 30 m et le plan de glissement est estimé à 10-15 m au centre des couloirs. Les profils Q2 et Q3 sont situés dans la zone de transit du glissement, respectivement au niveau des forages F1 et F2. Dans les deux cas les résultats indiquent une épaisseur maximale.

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>**Fig. 4.9** Geological profiles on the Hohberg landslide based on reflection seismic and drilling data (modified after BEER et al., 1997). The lithological descriptions of loose material deposits are given in chapter 4.2.5.</figcaption></figure>
seur moyenne de 15 m pour la masse active actuelle. Le profil Q4 a été réalisé en amont de Gerendacherli à la hauteur du forage F3. Il révèle deux zones actives de part et d'autre d'une crête, vraisemblablement d'origine morainique, qui déterminent les fronts nord et sud du glissement. L'épaisseur maximale de la masse active et latente est de 25 m au nord et de plus de 50 m au sud et les plans de glissement respectifs sont situés à 10 m et 18 m de profondeur. La langue sud repose sur des dépôts de remplissage de vallée caractérisés par des intercalations d'alluvions gravelo-sableux. La roche en place est signalée localement à plus de 75 m en dessous de la surface topographique. Le profil en long (SLP) a été effectué sur le front sud du glissement entre la route cantonale et le forage F2, en passant par F3 et à proximité des forages B8, B7, B4, B1 et G4. La surface du substrat rocheux décrit une morphologie de vallée avec deux ruptures de pente, la première qui coïncide avec le début du remplissage de vallée et la deuxième plus ou moins au droit du forage B1. La masse active actuelle montre une épaisseur relativement constante sur toute la longueur du profil (entre 15 et 18 m), avec un plan de glissement plus ou moins parallèle à la surface topographique, qui traduit un mouvement translationnel. On note l'existence d'un second plan de glissement dans la partie inférieure de cette masse, reconnu à 8 m de profondeur dans le forage B4.

### Radio-magnétotellurique (RMT)

Le RMT est une méthode électromagnétique, développée au centre d'hydrogéologie de l'université de Neuchâtel (CHYN) par le Professeur I. Müller (THIERRIN & MÜLLER, 1988), qui se différencie des systèmes VLF (Very Low Frequency) par l'emploi de fréquences plus élevées (12-240 KHz) (TURBERG & MÜLLER, 1997). Cette méthode permet de mesurer les résistivités électriques des terrains ainsi que le déphasage (phase, φ) qui est un indicateur de la structure du sous-sol. Si le terrain est homogène, la valeur du déphasage est de 45°. Elle est inférieure à 45° si un terrain conducteur surmonte un terrain résistant et supérieure à 45° dans le cas inverse. Les sondages en profondeur s'effectuent en utilisant une gamme de fréquences décroissantes choisies en fonction de la qualité de réception des signaux. La profondeur d'investigation dépend donc de la fréquence utilisée mais également de la résistivité du milieu sondé dans le sens où, plus le terrain est résistant plus la profondeur d'investigation est élevée.

La résistivité, qui dépend de la composition du terrain, varie en fonction de la granulométrie, le

matériel fin (argiles, limons) étant globalement plus conducteur que le matériel grossier (sables, graviers). Elle donne donc, indirectement, une information sur la perméabilité du milieu. Le RMT peut être utilisé alors pour mettre en évidence l'organisation des variations spatiales de la perméabilité, que ce soit latéralement ou en profondeur. Sous la direction de P. Turberg du GEOLEP de l'EPFL, plus de 1'000 points, répartis sur l'ensemble du bassin versant du Hohberg, ont été mesurés. Pour chaque point, trois fréquences ont été utilisées (183 ou 198 KHz, 60 ou 77.5 KHz, 16 ou 19.6 KHz), la plus basse correspondant à la profondeur d'investigation la plus grande. Les résultats ont permis de localiser deux zones d'infiltrations préférentielles susceptibles d'alimenter le glissement en eaux souterraines, la première dans le secteur Lengmoos et la seconde dans le secteur Udrischa-Aettenberg. Ces deux zones ont fait l'objet d'une étude plus détaillée, discutée dans le chapitre 4.4.2 qui traite de la perméabilité.

## 4.4. HYDROLOGIE ET HYDROGÉOLOGIE

### 4.4.1. Carte des points d'eau

Une carte au 1:10'000 relevant les écoulements de surface, les sources, les captages et les zones humides, a été établie en collaboration avec P. Tullen du GEOLEP de l'EPFL (Ann. 5). La cartographie s'est concentrée uniquement sur le secteur Hohberg, c'est-à-dire aux limites du bassin versant hydrographique. Il n'est donc pas exclu que le système puisse être influencé par des apports externes.

Dans la partie supérieure du versant, les exutoires sont très nombreux et surtout au sud, près du contact des Préalpes Médianes. Ils sont concentrés le plus souvent dans les éboulis des pentes du Hohmattli, soit au niveau d'une rupture de pente (secteur Lengmoos) où la couverture quaternaire est réduite, soit au contact avec le matériel de glissement (secteur Guglera; Ann. 4). Dans le secteur du Col, une douzaine de sources apparaissent en bordure du matériel de glissement et les zones humides abondent au sein de ces dépôts riches en argiles et en silts. Toute la partie nord du secteur Hohberg, située en zone de Flysch du Gurnigel, est caractérisée par une faible densité d'exutoires et très peu d'humidité. Les résurgences sont localisées dans le secteur Udrischa, au niveau d'une importante rupture de pente, et
dans le secteur Metzgera au contact avec les dépôts de matériel de glissement. Elles sont matérialisées par des captages qui, malgré leur nombre restreint, révèlent des débits parfois importants. La partie inférieure du versant, bien que composée essentiellement de matériel de glissement, est peu humide. Cette particularité s'explique par la présence de nombreux captages communaux et par divers travaux de drainages superficiels, entrepris vraisemblablement lors de la construction du lotissement de Gerendacherli et de Rohr.

### 4.4.2. Perméabilité

La perméabilité primaire du Flysch du Gurnigel, de la zone de Mélange ou des Préalpes Médianes est généralement très faible. Par contre, ces formations sont sujettes à une perméabilité secondaire induite par des phénomènes de fracturation et parfois de karstification qui peuvent être à l'origine d'écoulements souterrains importants. De plus, un phénomène de décompression postglaciaire et d'altération peut engendrer une augmentation de la perméabilité dans les niveaux épidermiques (de quelques mètres) du substrat rocheux et y abriter un aquifère (EPFL, 2002; TULLEN, 2002).

Les dépôts quaternaires montrent une grande variabilité spatiale de la granulométrie qui implique une répartition hétérogène des perméabilités. Cette hétérogénéité a été mise en évidence par des essais de perméabilité in situ (essais Porchet) et par des sondages géophysiques au RMT. D'une manière très synthétique à l'échelle du versant, on peut considérer la masse active comme imperméable (selon la classification de MUSY & SOUTTER, 1991) avec des valeurs de conductivité hydraulique (K) variant entre $10^{-6}$ et $10^{-8}$ m/s. Les autres secteurs, le plus souvent caractérisés par des dépôts de pente sablo-limoneux ou des éboulis, peuvent être définis comme semi-perméables (K >$10^{-6}$). Le remplissage de vallée est, quant à lui, composé de divers dépôts gravitaires comparables au matériel de glissement mais également d'alluvions aquifères. Les essais de pompage dans le forage B99.02 ont révélé une valeur de conductivité hydraulique de l'ordre de $10^{-5}$ m/s (selon Jacob) à $10^{-6}$ m/s (essai Lefranc) pour ces alluvions, ce qui les qualifie de semi-perméables.

Les mesures RMT (Chap. 4.3.2) ont permis de mettre en évidence deux zones de recharge préférentielle, l'une dans le secteur Lengmoos et l'autre dans le secteur Udrischa-Aettenberg, susceptibles d'alimen-

ter le glissement en eaux souterraines. Les données ont été traitées par le GEOLEP afin de modéliser l'organisation de la répartition des perméabilités en surface et en profondeur. Les principaux résultats sont présentés dans l'annexe 6 avec les cartes de résistivité apparente et de phase, à différentes fréquences, et une série de profils de résistivité effectués dans le secteur Lengmoos. Dans le secteur Udrischa-Aettenberg, la partie supérieure montre un milieu relativement conducteur proche de la surface et des terrains plus résistants en profondeur, représentant vraisemblablement la couverture quaternaire (dépôts de pente) et le substrat rocheux ("Thanétien" du Gurnigel). Ce flysch dominé par les grès est très fracturé localement (RAETZO-BRÜLHART, 1997) ce qui lui confère un pouvoir drainant important. Ceci est confirmé par la présence d'exutoires, aux débits parfois importants, au niveau de la rupture de pente d'Udrischa et dans le secteur Metzgera en bordure du glissement (Ann. 4). La région entre Udrischli et Udrischa est représentée exclusivement par des terrains conducteurs, quasi-iment imperméables, correspondant le plus souvent à du matériel de glissement. Les résultats obtenus dans le secteur Lengmoos révèlent deux zones distinctes avec une évolution inversée des résistivités en profondeur. Les pentes escarpées du Hohmattli montrent un contraste net entre une couche superficielle relativement conductrice et un milieu sous-jacent beaucoup plus résistant. Ce contraste traduit sans doute le contact entre la couverture quaternaire et la substrat rocheux, représenté ici par les formations des Préalpes Médianes et le Flysch du Gurnigel dans la partie inférieure. La complexité stratigraphique et structurale de ces unités à cet endroit permet difficilement d'évaluer la perméabilité du milieu et son influence sur les apports en eaux souterraines dans le glissement. Il semble toutefois que l'essentiel des écoulements développés au sein de cette unité soit drainé, parallèlement au plongement axial, vers le fond de la vallée du Schwarzsee. Cette hypothèse est soutenue par la présence de sources karstiques très importantes en fond de vallée tandis qu'elles sont absentes dans la région du Hohberg. Le grand replat de Lengmoos est caractérisé en surface et en subsurface par des terrains assez résistants, correspondant à des dépôts quaternaires grossiers issus d'anciens phénomènes de chutes et d'éboulements. Les profils C, D et E montrent clairement cette zone superficielle de quelques mètres d'épaisseur qui surmonte des terrains moins résistants. Cette zone est propice à l'infiltration et au développement d'écoulements hypodermiques en direction du glissement. Plus en profondeur, une différence évidente apparaît entre les profils C et D et
le profil E avec un milieu conducteur dans le premier cas et un milieu résistant dans le second. Le milieu conducteur correspond soit à des dépôts quaternaires fins soit à des pélites de la zone de Mélange tandis que le milieu résistant traduit la présence d'une lentille ou d'un olistholite plus compétent, probablement de Flysch du Gurnigel. Il n'est pas exclu que cette lentille contribue à alimenter le glissement par des écoulements de fractures.

### 4.4.3. Paramètres physiques et chimiques

Une analyse des paramètres physiques et chimiques des principaux exutoires du versant a été entreprise pour acquérir des informations sur le fonctionnement hydrogéologique du versant et plus précisément sur les aires de recharge et les systèmes d'écoulements souterrains. Les mesures in situ (débit, conductivité, température) et l'échantillonnage hydrochimique ont été réalisés simultanément lors de deux campagnes de terrain, la première en hautes eaux (26.3.01) et la seconde en basses eaux (4.7.01). Ces travaux ont été effectués en collaboration avec le GEOLEP qui a également pris en charge les analyses des échantillons.

#### Débimétrie

Les principaux exutoires du secteur Hohberg ont été jaugés, le plus souvent à l'aide d'un seau. Les résultats sont présentés dans un tableau (Fig. 4.10), aux côtés des mesures de conductivité et de température, ainsi que dans la figure 4.11 par des cartes schématiques. En régime de basses eaux, les zones d'émergences les plus importantes sont concentrées dans les secteurs d'Udrischa (C7-9 et S50) et de Lengmoos (C57, S12 et S18) avec des débits supérieurs à 10 l/mn, atteignant près de 400 l/mn au captage C7-9 (C7+C8+C9). Partout ailleurs, les débits mesurés sont faibles (< 10 l/mn) et dans la plupart des cas très faibles ou même nuls (< 1 l/mn). En période de hautes eaux par contre, on observe une relative homogénéité des débits sur l'ensemble du versant avec des valeurs généralement supérieures à 10 l/mn et des pointes à plus de 150 l/mn dans le secteur Guglera, au pied des Préalpes Médianes (S27, S29, S31 et S32). La plupart des exutoires montrent une variation importante des débits entre basses et hautes eaux, typique d'écoulements hypodermiques. Trois exutoires font toutefois exception avec S18 qui ne varie que de 9% et les sources S9 et S50 qui révèlent une différence négative entre basses et hautes eaux. Si le comportement de S18 peut s'expliquer par un temps de résidence

plus élevé, celui de S9 et S50 est plus étonnant et il faut attendre les résultats des analyses hydrochimiques pour avancer une explication.

#### Température

La température fournit des indications sur l'origine de l'eau, la profondeur des aquifères et le temps de résidence. Les émergences présentant de fortes variations de températures traduisent généralement des écoulements hypodermiques, directement influencés par les eaux météoriques, tandis que les exutoires issus d'aquifères souterrains manifestent une plus grande stabilité. Les mesures effectuées sur le versant du Hohberg ne sont pas toutes représentatives du système d'écoulement car de nombreux exutoires apparaissent de manière diffuse avec des débits très faibles, donc fortement perturbés par la température de l'air. Les exutoires pris alors en considération pour cette analyse sont ceux qui révèlent des débits supérieurs à 1 l/mn en régime de basses eaux (Fig. 4.10 et 4.11). Les variations de températures entre basses et hautes eaux définit clairement deux types d'exutoires: les exutoires "instables" (S4, S9, S12, S29, S34, S40, S50, C10 et C23) qui seraient alimentés par des écoulements de subsurface et les exutoires "stables" (S18, C7-9, C16 et C57), avec moins de 2 °C de variation, qui représenteraient des circulations plus profondes ou alors plus lentes dans des terrains peu perméables. Les eaux de l'aquifère artésien, mesurées dans les forages B99.02 et G1, se rangent dans cette dernière catégorie avec une variabilité inférieure à 2 °C. Elles se démarquent par des valeurs de température légèrement plus élevées qui traduisent une origine franchement souterraine.

#### Conductivité

La mesure de conductivité informe sur la quantité d'ions dissous et permet d'évaluer la minéralisation totale de l'eau. La conductivité est liée aux propriétés lithologiques de l'aquifère, au temps de séjour de l'eau, au climat et aux mélanges entre différentes eaux. Elle augmente avec la température et pour cette raison les mesures sont ramenées à une température standard de 20 °C ou 25 °C. Dans ce travail, toutes les mesures ont été effectuées avec une température standard de 20 °C.

Plusieurs campagnes de mesures ont été réalisées dans le secteur Hohberg prenant en compte l'ensemble des exutoires mais également les principaux cours d'eau et ceci dans le but de détecter d'éventuelles zones d'infiltration ou d'exfiltration au sein des écoulements.
lements de surface. Les résultats n'ont révélé aucun événement majeur venant perturber le système hydrologique établi, et pour cette raison la discussion portera uniquement sur les données récoltées lors des deux tournées d'échantillonnages hydrochimiques. En période d'étiage, l'ensemble des exutoires montre une conductivité oscillant entre 150 et 450 µS/cm à l'exception de la source S62 et les eaux du forage G1 avec, respectivement, 1900 µS/cm et 1281 µS/cm (Fig. 4.10). La minéralisation élevée de la source S62 est due à des écoulements dans des niveaux gypseux du Trias, présents régulièrement à la base des Préalpes Médianes. La forte minéralisation de G1 est certainement occasionnée par le même type de dépôt

mais comme le gypse apparaît également dans la zone de Mélange, sous la forme de lentilles et de manière dispersée, une interprétation sur l'origine de cette eau ne peut être énoncée. En observant les variations de conductivité entre basses et hautes eaux, il apparaît clairement que la plupart des émergences ne sont pas stables. Seuls six exutoires (S12, S32, C14, C16, C21 et G1) montrent une différence de moins de 5% et peuvent être considérés comme stables du point de vue de leur minéralisation globale. Cinq autres cependant sont assez proches avec une différence comprise entre 5 et 15%. Il s'agit de S4, S18, S34, C6 et C7-9. En confrontant ces observations avec les données acquises précédemment (débimétrie et température),

<table><caption>**Fig. 4.10** Synthesis of volume flow, conductivity and temperature of Hohberg main outlets. (HW = high water regime, 26.3.2001; LW = low water regime, 4.7.2001; Diff. [%] = difference in % of HW value in comparison with LW value). Location of springs and catchworks in figure 4.11.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Outlet</th><th colspan="3">Vol. flow [l/mn]</th><th colspan="3">Cond. 20°C [microS/cm]</th><th colspan="3">Temp. [°C]</th></tr><tr><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="10"><strong>outcrop spring</strong></td></tr><tr><td>S1</td><td>12.5</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>313</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>4.5</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S4</td><td>12.5</td><td>3</td><td>317</td><td>311</td><td>358</td><td>-13</td><td>6.7</td><td>16.1</td><td>-58</td></tr><tr><td>S6</td><td>4</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>310</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>6.9</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S9</td><td>2.6</td><td>5</td><td>-48</td><td>435</td><td>372</td><td>17</td><td>5.9</td><td>13.3</td><td>-56</td></tr><tr><td>S10</td><td>12.5</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>327</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>6.2</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S12</td><td>40</td><td>12.5</td><td>220</td><td>235</td><td>234</td><td>0</td><td>4.6</td><td>13.2</td><td>-65</td></tr><tr><td>S13</td><td>-</td><td>1</td><td>-</td><td>-</td><td>204</td><td>-</td><td>-</td><td>8.2</td><td>-</td></tr><tr><td>S14</td><td>17.5</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>212</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>4.3</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S18</td><td>25</td><td>23</td><td>9</td><td>237</td><td>253</td><td>-6</td><td>4.5</td><td>5.5</td><td>-18</td></tr><tr><td>S25</td><td>25</td><td>0.1</td><td>&gt;1000</td><td>272</td><td>339</td><td>-20</td><td>2.1</td><td>9</td><td>-77</td></tr><tr><td>S27</td><td>250</td><td>0.1</td><td>&gt;1000</td><td>277</td><td>360</td><td>-23</td><td>2.9</td><td>10</td><td>-71</td></tr><tr><td>S29</td><td>150</td><td>5</td><td>&gt;1000</td><td>286</td><td>356</td><td>-20</td><td>2.8</td><td>8.8</td><td>-68</td></tr><tr><td>S31</td><td>250</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>294</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>3.2</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S32</td><td>200</td><td>0.1</td><td>&gt;1000</td><td>277</td><td>272</td><td>2</td><td>2.2</td><td>13.5</td><td>-84</td></tr><tr><td>S34</td><td>10</td><td>3</td><td>233</td><td>373</td><td>331</td><td>13</td><td>5</td><td>10.1</td><td>-50</td></tr><tr><td>S35</td><td>12.5</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>128</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>3.3</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>S40</td><td>125</td><td>5</td><td>&gt;1000</td><td>244</td><td>297</td><td>-18</td><td>3.7</td><td>6.1</td><td>-39</td></tr><tr><td>S41</td><td>35</td><td>0.1</td><td>&gt;1000</td><td>283</td><td>385</td><td>-26</td><td>2.9</td><td>16.9</td><td>-83</td></tr><tr><td>S46</td><td>17.5</td><td>0.3</td><td>&gt;1000</td><td>135</td><td>374</td><td>-64</td><td>2.2</td><td>18</td><td>-88</td></tr><tr><td>S50</td><td>1.5</td><td>15</td><td>-90</td><td>37</td><td>313</td><td>-88</td><td>4.6</td><td>10</td><td>-54</td></tr><tr><td>S62</td><td>-</td><td>0.1</td><td>-</td><td>-</td><td>1900</td><td>-</td><td>-</td><td>15.5</td><td>-</td></tr><tr><td>S64</td><td>-</td><td>0.5</td><td>-</td><td>-</td><td>188</td><td>-</td><td>-</td><td>10.3</td><td>-</td></tr><tr><td colspan="10"><strong>catchworks</strong></td></tr><tr><td>C6</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>387</td><td>430</td><td>-10</td><td>6.3</td><td>10.7</td><td>-41</td></tr><tr><td>C10</td><td>40</td><td>3</td><td>&gt;1000</td><td>299</td><td>389</td><td>-23</td><td>5</td><td>12.7</td><td>-61</td></tr><tr><td>C11</td><td>15</td><td>0</td><td>&gt;1000</td><td>332</td><td>(dry)</td><td>-</td><td>4.2</td><td>(dry)</td><td>-</td></tr><tr><td>C14</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>376</td><td>371</td><td>1</td><td>6.4</td><td>9.2</td><td>-30</td></tr><tr><td>C16</td><td>17.5</td><td>8</td><td>119</td><td>367</td><td>360</td><td>2</td><td>7.7</td><td>9</td><td>-14</td></tr><tr><td>C21</td><td>12.5</td><td>1</td><td>&gt;1000</td><td>359</td><td>350</td><td>3</td><td>7.4</td><td>11.5</td><td>-36</td></tr><tr><td>C23</td><td>17.5</td><td>2</td><td>775</td><td>214</td><td>320</td><td>-33</td><td>3.9</td><td>12.7</td><td>-69</td></tr><tr><td>C57</td><td>65</td><td>25</td><td>160</td><td>293</td><td>375</td><td>-22</td><td>5.4</td><td>6.1</td><td>-11</td></tr><tr><td>C7-9</td><td>-</td><td>392</td><td>-</td><td>345</td><td>310</td><td>11</td><td>6.2</td><td>7.8</td><td>-21</td></tr><tr><td colspan="10"><strong>artesian aquifer</strong></td></tr><tr><td>B99.02</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>500</td><td>408</td><td>23</td><td>7.7</td><td>9.4</td><td>-18</td></tr><tr><td>G1</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>1301</td><td>1281</td><td>2</td><td>8.8</td><td>10.3</td><td>-15</td></tr><tr><td>Number</td><td>25</td><td>29</td><td>-</td><td>30</td><td>26</td><td>23</td><td>30</td><td>26</td><td>23</td></tr><tr><td>Minimum</td><td>1.5</td><td>0.0</td><td>-</td><td>37.0</td><td>188.0</td><td>-88.2</td><td>2.1</td><td>5.5</td><td>-87.8</td></tr><tr><td>Maximum</td><td>250.0</td><td>392.0</td><td>-</td><td>1301.0</td><td>1900.0</td><td>22.5</td><td>8.8</td><td>18.0</td><td>-11.5</td></tr><tr><td>Mean</td><td>54.8</td><td>17.4</td><td>-</td><td>325.3</td><td>428.1</td><td>-12.8</td><td>4.9</td><td>10.9</td><td>-49.0</td></tr><tr><td>Median</td><td>17.5</td><td>1.0</td><td>-</td><td>296.5</td><td>357.0</td><td>-10.0</td><td>4.6</td><td>10.2</td><td>-54.0</td></tr><tr><td>Stand. dev.</td><td>76.4</td><td>72.4</td><td>-</td><td>205.7</td><td>358.3</td><td>25.2</td><td>1.8</td><td>3.3</td><td>24.9</td></tr></tbody></table>
VOLUME FLOW - Low water (4.7.01)

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

VOLUME FLOW - High water (26.3.01)

<figure><img src="image_35.png" /></figure>

CONDUCTIVITY (20 °C) - Low water (4.7.01)

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

CONDUCTIVITY (20 °C) - High water (26.3.01)

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

**Fig. 4.11** Hohberg landslide. Synthetic maps of volume flow and conductivity measurements at low and high water regimes.
il apparaît que seuls S18, C7-9, C16 et G1 peuvent être définis comme totalement stables. Cette caractéristique confère à ces sources un caractère plus évolué qui traduit une origine plus profonde ou alors des circulations plus lentes en milieu peu perméable. Quant à la source artésienne B99.02, la variation conductivimétrique n'a pas pu être établie à cause de problèmes techniques lors de l'échantillonnage en période de basses eaux. En hautes eaux, la valeur conductivimétrique du B99.02 est un peu plus élevée que l'ensemble des exutoires du versant mais beaucoup plus faible que celle de G1. Elle caractérise probablement une eau évoluée sans influence du gypse.

## Analyse chimique des ions

Des analyses hydrochimiques ont été entreprises dans le but de caractériser les eaux du versant en fonction de leur histoire (lithologies traversées, temps de résidence) et de définir un éventuel lien entre les exutoires et l'aquifère artésien observé au front du glissement (Chap. 4.3.1). Les paramètres chimiques mesurables sont nombreux, mais en fonction du temps disponible et des moyens financiers à disposition, le choix s'est restreint aux ions majeurs et au strontium, ce dernier étant réputé comme un excellent marqueur des roches évaporitiques (KILCHMANN, 2001; THIERRIN, 1990). Les résultats des deux séries d'analyses sont présentés dans le tableau de la figure 4.12, avec les concentrations ioniques en milligrammes par litre.

Pour chaque échantillon, la balance ionique a été calculée afin de contrôler la qualité des analyses: le bilan est favorable avec six analyses entre 2 et 4% et le reste en dessous de 2%. Les analyses ont alors permis de définir les différents faciès des eaux échantillonnées:

- Ca-HCO₃: S4, S9, S12, S18, S25, S32, S40, S41, S46, S50, S64, C6, C7-9, C10, C14, C16, C21 et C23

- Ca-Mg-HCO₃: S27 et S29

- Ca-Na-HCO₃: B99.02

- Ca-HCO₃-SO₄: C57, S34

- Ca-SO₄-HCO₃: G1

- Ca-SO₄: S62

Cette classification met en évidence la tendance bicarbonatée calcique des eaux du versant avec parfois une composante magnésienne, sodique ou sulfatée, plus ou moins importante (Fig. 4.13). Le caractère bicarbonaté calcique est commun aux eaux circulant dans les terrains de flysch et de calcaire. La présence de magnésium est parfois due à l'altération

de minéraux argileux comme la chlorite et la glaucconie (DEER et al., 1992) mais la principale source provient de la dissolution de la dolomie. Les hautes concentrations en sulfates indiquent clairement des écoulements en terrains gypseux qui se caractérisent également par une forte teneur en calcium et en strontium ainsi qu'une minéralisation totale très élevée. La tendance sodique, sans influence anthropogène (salage des routes par exemple), suggère une eau plus évoluée. En effet, l'enrichissement en sodium résulte de processus lents produits soit par des échanges ioniques sur les argiles soit par l'hydrolyse des feldspaths (APPELO & POSTMA, 1996).

Ces premiers résultats démontrent que seules les eaux influencées par la dolomie (S27 et S29) et le gypse (fortement avec G1 et S62 ou légèrement avec C57 et S34) donnent une indication sur la nature des lithologies traversées. Les autres exutoires, répartis sur l'ensemble du versant possèdent une composition chimique assez similaire. Pour tenter de les différencier, les échantillons de basses eaux ont été comparés entre eux par deux calculs de corrélation qui intègrent l'ensemble des ions majeurs, à l'exception de NO₃ qui provient souvent de pollutions (engrais, eaux usées). Le premier, déterminé par un algorithme de régression linéaire, calcule le coefficient de corrélation (ou de similarité) entre un échantillon sélectionné et les autres. Il prend en compte le rapport des concentrations et non les valeurs absolues, cela signifie qu'un échantillon dilué aura un coefficient de corrélation correspondant à sa composition originale. Le deuxième calcul, déterminé par la distance euclidienne intègre la différence des concentrations absolues.

Les résultats, présentés dans l'annexe 7, montrent clairement que, dans la majorité des cas, les échantillons sont très similaires avec des coefficients de corrélation oscillant entre 0.98 et 1.00. Seules les eaux très sulfatées (G1 et S62) diffèrent très nettement avec des coefficients inférieures à 0.6. Les exutoires S34 et C57, également assez riches en sulfates, se démarquent légèrement des autres et se corrèlent parfaitement entre eux. Les eaux de l'artésien B99.02 montrent de grandes similitudes avec tous les exutoires non influencés par le gypse. Les distances euclidiennes apportent quelques informations complémentaires et notamment avec S64, B99.02 et C6 qui ont des valeurs assez élevées. Comme tous les trois possèdent de très bons coefficients de corrélation, cette caractéristique peut être considérée comme un indicateur du temps de résidence: il serait plus
<table><thead><tr><th rowspan="2">Outlet</th><th colspan="3">Na [mg/l]</th><th colspan="3">K [mg/l]</th><th colspan="3">Mg [mg/l]</th><th colspan="3">Ca [mg/l]</th><th rowspan="2">Sr [mg/l]</th></tr><tr><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>LW</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="15"><strong>outcrop spring</strong></td></tr><tr><td>S4</td><td>2.50</td><td>9.50</td><td>-74</td><td>0.69</td><td>1.20</td><td>-43</td><td>3.60</td><td>7.70</td><td>-53</td><td>66.25</td><td>82.40</td><td>-20</td><td>1.69</td></tr><tr><td>S9</td><td>6.26</td><td>6.40</td><td>-2</td><td>0.92</td><td>0.50</td><td>84</td><td>5.79</td><td>6.20</td><td>-7</td><td>90.97</td><td>89.10</td><td>2</td><td>0.56</td></tr><tr><td>S12</td><td>0.30</td><td>0.50</td><td>-40</td><td>0.34</td><td>0.30</td><td>13</td><td>3.94</td><td>5.10</td><td>-23</td><td>49.76</td><td>58.80</td><td>-15</td><td>0.23</td></tr><tr><td>S18</td><td>0.40</td><td>0.40</td><td>0</td><td>0.20</td><td>0.20</td><td>0</td><td>5.16</td><td>7.00</td><td>-26</td><td>47.72</td><td>60.20</td><td>-21</td><td>0.40</td></tr><tr><td>S25</td><td>0.59</td><td>10.70</td><td>-94</td><td>0.25</td><td>1.60</td><td>-84</td><td>4.02</td><td>11.10</td><td>-64</td><td>56.46</td><td>72.70</td><td>-22</td><td>0.99</td></tr><tr><td>S27</td><td>0.27</td><td>0.60</td><td>-55</td><td>0.53</td><td>0.80</td><td>-34</td><td>6.09</td><td>10.80</td><td>-44</td><td>59.12</td><td>69.30</td><td>-15</td><td>0.65</td></tr><tr><td>S29</td><td>0.41</td><td>0.40</td><td>2</td><td>0.63</td><td>0.80</td><td>-21</td><td>10.08</td><td>11.80</td><td>-15</td><td>61.03</td><td>69.10</td><td>-12</td><td>0.63</td></tr><tr><td>S32</td><td>0.60</td><td>0.40</td><td>50</td><td>0.60</td><td>0.30</td><td>100</td><td>3.53</td><td>7.10</td><td>-50</td><td>59.61</td><td>64.80</td><td>-8</td><td>0.39</td></tr><tr><td>S34</td><td>3.15</td><td>6.10</td><td>-48</td><td>0.81</td><td>1.10</td><td>-26</td><td>4.70</td><td>6.10</td><td>-23</td><td>78.53</td><td>76.30</td><td>3</td><td>0.32</td></tr><tr><td>S40</td><td>0.38</td><td>0.70</td><td>-46</td><td>0.48</td><td>0.70</td><td>-31</td><td>1.00</td><td>2.30</td><td>-57</td><td>50.66</td><td>68.70</td><td>-26</td><td>0.37</td></tr><tr><td>S41</td><td>0.93</td><td>5.10</td><td>-82</td><td>0.62</td><td>1.40</td><td>-56</td><td>3.77</td><td>7.80</td><td>-52</td><td>62.66</td><td>80.20</td><td>-22</td><td>-</td></tr><tr><td>S46</td><td>0.50</td><td>4.50</td><td>-89</td><td>0.70</td><td>1.20</td><td>-42</td><td>0.85</td><td>3.80</td><td>-78</td><td>31.68</td><td>83.40</td><td>-62</td><td>0.68</td></tr><tr><td>S50</td><td>0.34</td><td>4.00</td><td>-92</td><td>1.71</td><td>1.10</td><td>55</td><td>0.28</td><td>5.60</td><td>-95</td><td>8.10</td><td>67.90</td><td>-88</td><td>0.87</td></tr><tr><td>S62</td><td>-</td><td>0.90</td><td>-</td><td>-</td><td>1.70</td><td>-</td><td>-</td><td>15.90</td><td>-</td><td>-</td><td>586.50</td><td>-</td><td>7.46</td></tr><tr><td>S64</td><td>-</td><td>0.20</td><td>-</td><td>-</td><td>0.10</td><td>-</td><td>-</td><td>1.90</td><td>-</td><td>-</td><td>49.30</td><td>-</td><td>0.11</td></tr><tr><td colspan="15"><strong>catchworks</strong></td></tr><tr><td>C6</td><td>5.20</td><td>6.90</td><td>-25</td><td>0.98</td><td>1.20</td><td>-18</td><td>6.92</td><td>8.70</td><td>-20</td><td>76.69</td><td>87.00</td><td>-12</td><td>-</td></tr><tr><td>C10</td><td>3.72</td><td>9.60</td><td>-61</td><td>0.83</td><td>1.10</td><td>-25</td><td>4.52</td><td>8.00</td><td>-44</td><td>63.54</td><td>75.90</td><td>-16</td><td>0.91</td></tr><tr><td>C14</td><td>4.41</td><td>5.10</td><td>-14</td><td>1.03</td><td>1.10</td><td>-6</td><td>4.64</td><td>4.90</td><td>-5</td><td>77.06</td><td>79.60</td><td>-3</td><td>0.81</td></tr><tr><td>C16</td><td>6.02</td><td>7.50</td><td>-20</td><td>1.05</td><td>1.20</td><td>-13</td><td>5.02</td><td>5.30</td><td>-5</td><td>73.57</td><td>75.60</td><td>-3</td><td>0.83</td></tr><tr><td>C21</td><td>4.23</td><td>4.60</td><td>-8</td><td>1.00</td><td>1.20</td><td>-17</td><td>4.19</td><td>4.70</td><td>-11</td><td>75.33</td><td>80.20</td><td>-6</td><td>-</td></tr><tr><td>C23</td><td>0.62</td><td>1.00</td><td>-38</td><td>0.52</td><td>0.20</td><td>160</td><td>0.72</td><td>1.30</td><td>-45</td><td>49.32</td><td>77.10</td><td>-36</td><td>-</td></tr><tr><td>C57</td><td>0.89</td><td>2.60</td><td>-66</td><td>1.15</td><td>1.70</td><td>-33</td><td>6.03</td><td>8.90</td><td>-32</td><td>61.99</td><td>82.30</td><td>-25</td><td>0.83</td></tr><tr><td>C7-9</td><td>3.73</td><td>4.80</td><td>-22</td><td>1.03</td><td>1.20</td><td>-14</td><td>4.91</td><td>4.90</td><td>0</td><td>70.56</td><td>78.80</td><td>-10</td><td>0.94</td></tr><tr><td colspan="15"><strong>artesian aquifer</strong></td></tr><tr><td>B99.02</td><td>31.29</td><td>31.00</td><td>1</td><td>1.59</td><td>1.70</td><td>-6</td><td>12.78</td><td>13.10</td><td>-2</td><td>71.97</td><td>74.60</td><td>-4</td><td>1.77</td></tr><tr><td>G1</td><td>23.45</td><td>23.90</td><td>-2</td><td>0.72</td><td>0.80</td><td>-10</td><td>31.23</td><td>32.70</td><td>-4</td><td>277.53</td><td>282.80</td><td>-2</td><td>5.70</td></tr></tbody></table>

<table><caption>**Fig. 4.12** Major ions and strontium concentrations (in mg/l) of Hohberg main outlets (GEOLEP, EPFL data).</caption><thead><tr><th rowspan="2">Outlet</th><th colspan="3">CI [mg/l]</th><th colspan="3">NO3 [mg/l]</th><th colspan="3">SO4 [mg/l]</th><th colspan="3">HCO3 [mg/l]</th><th colspan="2">I.B. [%]</th></tr><tr><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th><th>Diff. [%]</th><th>HW</th><th>LW</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="15"><strong>outcrop spring</strong></td></tr><tr><td>S4</td><td>0.20</td><td>0.20</td><td>0</td><td>0.10</td><td>0.40</td><td>-75</td><td>5.10</td><td>10.10</td><td>-50</td><td>222.88</td><td>303.53</td><td>-27</td><td>-0.6</td><td>-0.1</td></tr><tr><td>S9</td><td>0.30</td><td>0.10</td><td>200</td><td>0.10</td><td>0.00</td><td>100</td><td>20.80</td><td>17.80</td><td>17</td><td>295.54</td><td>299.49</td><td>-1</td><td>0.2</td><td>-0.3</td></tr><tr><td>S12</td><td>0.20</td><td>0.20</td><td>0</td><td>0.80</td><td>1.00</td><td>-20</td><td>1.50</td><td>3.30</td><td>-55</td><td>168.11</td><td>198.36</td><td>-15</td><td>0.1</td><td>0.4</td></tr><tr><td>S18</td><td>0.30</td><td>0.20</td><td>50</td><td>1.40</td><td>1.60</td><td>-13</td><td>2.50</td><td>6.00</td><td>-58</td><td>166.63</td><td>206.47</td><td>-19</td><td>-0.2</td><td>0.5</td></tr><tr><td>S25</td><td>0.10</td><td>0.90</td><td>-89</td><td>0.00</td><td>1.20</td><td>-100</td><td>2.40</td><td>28.10</td><td>-91</td><td>191.02</td><td>268.23</td><td>-29</td><td>-0.1</td><td>0</td></tr><tr><td>S27</td><td>0.20</td><td>0.30</td><td>-33</td><td>0.80</td><td>0.30</td><td>167</td><td>1.60</td><td>12.80</td><td>-88</td><td>204.23</td><td>247.12</td><td>-17</td><td>0.2</td><td>0.7</td></tr><tr><td>S29</td><td>0.50</td><td>0.30</td><td>67</td><td>0.50</td><td>0.40</td><td>25</td><td>12.20</td><td>18.00</td><td>-32</td><td>215.87</td><td>243.45</td><td>-11</td><td>1.1</td><td>0.8</td></tr><tr><td>S32</td><td>0.60</td><td>0.10</td><td>500</td><td>0.50</td><td>0.40</td><td>25</td><td>1.40</td><td>1.90</td><td>-26</td><td>197.45</td><td>228.60</td><td>-14</td><td>0.1</td><td>0.5</td></tr><tr><td>S34</td><td>0.70</td><td>0.90</td><td>-22</td><td>0.50</td><td>0.70</td><td>-29</td><td>32.20</td><td>41.50</td><td>-22</td><td>225.00</td><td>224.34</td><td>0</td><td>0.7</td><td>0.1</td></tr><tr><td>S40</td><td>0.20</td><td>0.10</td><td>100</td><td>0.50</td><td>0.80</td><td>-38</td><td>2.10</td><td>5.20</td><td>-60</td><td>157.15</td><td>214.32</td><td>-27</td><td>-0.1</td><td>0.2</td></tr><tr><td>S41</td><td>0.10</td><td>0.10</td><td>0</td><td>0.10</td><td>0.40</td><td>-75</td><td>8.00</td><td>22.70</td><td>-65</td><td>198.46</td><td>260.92</td><td>-24</td><td>0.9</td><td>1.4</td></tr><tr><td>S46</td><td>0.20</td><td>0.40</td><td>-50</td><td>0.20</td><td>0.70</td><td>-71</td><td>1.50</td><td>6.30</td><td>-76</td><td>100.99</td><td>278.34</td><td>-64</td><td>-0.3</td><td>-0.3</td></tr><tr><td>S50</td><td>1.00</td><td>0.70</td><td>43</td><td>0.40</td><td>1.30</td><td>-69</td><td>1.20</td><td>8.50</td><td>-86</td><td>27.45</td><td>231.00</td><td>-88</td><td>-3.2</td><td>0.3</td></tr><tr><td>S62</td><td>-</td><td>1.10</td><td>-</td><td>-</td><td>0.00</td><td>-</td><td>-</td><td>1431.20</td><td>-</td><td>-</td><td>190.29</td><td>-</td><td>-</td><td>-3.6</td></tr><tr><td>S64</td><td>-</td><td>0.20</td><td>-</td><td>-</td><td>2.50</td><td>-</td><td>-</td><td>2.50</td><td>-</td><td>-</td><td>154.04</td><td>-</td><td>-</td><td>-0.7</td></tr><tr><td colspan="15"><strong>catchworks</strong></td></tr><tr><td>C6</td><td>0.50</td><td>0.60</td><td>-17</td><td>0.70</td><td>1.10</td><td>-36</td><td>19.20</td><td>23.80</td><td>-19</td><td>252.50</td><td>292.57</td><td>-14</td><td>0.7</td><td>0.4</td></tr><tr><td>C10</td><td>0.40</td><td>0.70</td><td>-43</td><td>0.90</td><td>1.20</td><td>-25</td><td>10.10</td><td>14.00</td><td>-28</td><td>205.90</td><td>271.73</td><td>-24</td><td>1.3</td><td>0.9</td></tr><tr><td>C14</td><td>0.70</td><td>0.80</td><td>-13</td><td>0.80</td><td>1.20</td><td>-33</td><td>5.20</td><td>6.60</td><td>-21</td><td>261.69</td><td>266.08</td><td>-2</td><td>0</td><td>0.7</td></tr><tr><td>C16</td><td>0.40</td><td>0.50</td><td>-20</td><td>0.60</td><td>0.90</td><td>-33</td><td>3.60</td><td>4.60</td><td>-22</td><td>257.83</td><td>264.81</td><td>-3</td><td>0.4</td><td>0.9</td></tr><tr><td>C21</td><td>0.70</td><td>0.80</td><td>-13</td><td>0.90</td><td>1.60</td><td>-44</td><td>5.10</td><td>6.50</td><td>-22</td><td>249.09</td><td>265.97</td><td>-6</td><td>0.9</td><td>0.5</td></tr><tr><td>C23</td><td>0.40</td><td>0.20</td><td>100</td><td>0.00</td><td>0.00</td><td>0</td><td>1.40</td><td>2.10</td><td>-33</td><td>153.49</td><td>240.64</td><td>-36</td><td>0.1</td><td>0.1</td></tr><tr><td>C57</td><td>0.30</td><td>0.60</td><td>-50</td><td>1.20</td><td>1.90</td><td>-37</td><td>25.30</td><td>48.90</td><td>-48</td><td>189.27</td><td>234.52</td><td>-19</td><td>-0.3</td><td>0.6</td></tr><tr><td>C7-9</td><td>0.80</td><td>0.80</td><td>0</td><td>0.70</td><td>1.80</td><td>-61</td><td>7.30</td><td>10.50</td><td>-30</td><td>236.17</td><td>255.05</td><td>-7</td><td>0.5</td><td>1</td></tr><tr><td colspan="15"><strong>artesian aquifer</strong></td></tr><tr><td>B99.02</td><td>1.10</td><td>1.20</td><td>-8</td><td>0.00</td><td>0.00</td><td>0</td><td>11.30</td><td>12.10</td><td>-7</td><td>345.76</td><td>353.17</td><td>-2</td><td>0.9</td><td>1</td></tr><tr><td>G1</td><td>2.20</td><td>2.20</td><td>0</td><td>0.00</td><td>0.00</td><td>0</td><td>670.00</td><td>635.00</td><td>6</td><td>262.13</td><td>260.73</td><td>1</td><td>-2.4</td><td>0.9</td></tr></tbody></table>

(HW = high water regime, 26.3.2001; LW = low water regime, 4.7.2001; Diff. [%] = difference in % of HW value in comparison with LW value; I.B. = ion balance)