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Th. LEBOURG

B. CLÉMENT-l ---t

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Université Bardeaux 1,

Centre de pévllgWgment,, deS Gé,oscrences

Appliquégs, ç:DçA)avenue des Fa:cultés

33405 Talence Cedexr.fab re @c d, g a. u -b o rde aux. fr

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discussions sursonf acceptéesdécembtre 2002.

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Model and typology of landslides:examples in the central and westernPyrenees

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35REVUE FRANçA|SE Or CÉOTECUNtQUE

N" 999eIrimestre2002

mologie et modèlesde glissements de terrain:exemples de sitesdes Pyrénées occidentaleset centrales

Plusieurs sites d'étude (Pyrénées) soumis à desglissements de terrain sont présentés avec leurscaractéristiques géologiques et géomorphologiquespermettant de les classer suivant leur typologie. Pourl'ensemble des glissements de terrain, on analyse lagéométrie des glissements ainsi que les facteursgéologiques et mécaniques favorisant les instabilités.Parmi les facteurs géologiques permanents on retrouve :

la lithologie, la fracturation du massif, le plissement descouches, l'orientation des structures et la stratification.Sur les quatre sites étudiés, deux correspondent à desglissements de la moraine quaternaire et les deux autresà des glissements rocheux. La connaissance desdifférentes formes de surface de glissement, nous permetde les classer €rr : glissements translationnels,rotationnels ou complexes. Cette classification associée àhuit modèles géométriques ainsi qu'aux différentsfacteurs géologiques et mécaniques permet d'expliquerles causes de la rupture et de proposer une aide à lacartographie de l'aléa < glissements de terrain > dans uneperspective de gestion des risques.

Mots-clés : Pyrénées, glissements de terrain, glissementstranslationnels, glissements circulaires, fractures, plis,grès, schistes, argilites, moraine.

In this article several sites, in the Pyreneans, affected by landslidesare presented by there geological and structural characteristicsof their classification. For all the landslides, we determine thegeometry of the landslides and the geological and mechanicalfactors initiaiising the movements. The geological factors arecharacterised by the lithology, the fracturation, the stratification,the folding, the orientation and the dip of the stratification.Among the four studied areas, two are tills landslides, on theothers as rockslides. The knowledge of sliding geometry surfaceallows us to classify theses landslid€S âs: translational, rotationaland complex landslides. This classification associated with eightmodels of geometry and with the mechanical factors allows toexplain the rupture and to propose a help to the hazard mapping.

Key words: Pyrenees, landslides, translationai slides, rotationaislides, faults, folds, sandstones, shale, claystone, till.

EIntroduction

Dans les Pyrénées occidentales et centrales, la car-tographie géologique et géomorphologique révèlel'importance des glissements de terrain affectant lesubstratum et la couverture morainique. Ainsi, les glis-sements de terrain occupent des surfaces considé-rables. Ils sont pour la plupart postérieurs à la dernièreglaciation, souvent anciens et dormants, parfois encoreactifs. Les glissements de terrain identifiés reposent,essentiellement, sur des observations géologiques etgéomorphologiques de terrain, sans vérification enprofondeur et par forages des surfaces de rupture par-fois déduites des observations de surface ou depseudo-sections de résistivité.

Tous ces glissements de terain ont été décrits parClémenT et al. (1996), Fabre et al. (1996) ou résumésdans Lebourg (2000), que ce soit au Pays basque (Saint-Jean-Pied-de-Port ; site 1 - Fig. 1), dans les Pyrénées-Atlantiques (vallée d'Aspe ; sites 2 eI3 - Fig. 1) ou dansles Pyrénées ariégeoises (Verdun-sur-Ariège ; site 4 -Fig. 1). Jusqu'à présent aucune typologie de ces giisse-ments n'a éTé proposée. Une démarche de classificationdoit permettre d'identifier les contextes géologiquesfavorables au déclenchement de glissements de terrain,et de fournir les clés d'une cartographie de l'aléa < glis-sements de versants > d'autres secteurs des Pyrénées.C'est ce double objectif qui est recherché dans ce tra-vail. Pour chacun des sites, les facteurs de prédisposi-tion aux rc glissements de versants I sont établis, ainsique le modèle géométrique qui s'y rapporte. Les fac-teurs rhéologiques des glissements de terrain desmoraines ont éte établis (sites 3 et 4), comme ceuxhydrogéologiques lorsque les données existent.

EClassification des gliss ementsdeterrain reconnus

Les nombreuses classifications des glissements deterrain (en particulier Terzaghi, 1950 ; Trévisan, 1971 ;

Colas et Pilot, 1976; Varnes, 1978; Flageollet, 19Bg ;

Antoine,1,992; Antoine et Giraud,1993; Durville, 1992;Durville et Seve, 1996) ont été récemment regroupéesen un ouvrage collectif (Dikau et al. 1996) qui proposeune classification fondée sur la typologie des glisse-ments de terrain. C'est suivant cet ouvrage et les tra-vaux de référence de Millies-Lacroix (1981), Sass a (1985)et Leone (1996) que sera envisagée la classification desglissements de terrain des Pyrénées centrales et occi-dentales. En particulier, on parlera de glissement pro-fond lorsque l'épaisseur de la couche glissée est supé-rieure à 50 mètres, ce qui est exceptionnel pour lesmoraines et le substratum des vallées étudiées (Fig. 1).

Dans les différents secteurs étudiés, les indices dereconnaissance des glissements et les principaux fac-teurs géologiques responsables, dits < facteurs perma-nents r (Mougin, 1973 ; Malatrait, 1975 ; Aztmi et Des-varreux, 1996 ; Antoine et Giraud, 1993) sont :

- la topographie des Lieux, en notant les ruptures depentes ,\a zone active, les replats, les sourc€s ;

- les éléments géologiques à l'origine de la surface derupture (fractures; diaclases ; stratification, plis) et leur

orientation par rapport au versant. L'analyse de ces éIé-ments permet d'envisager, sans pouvoir toujours levérifier, si les glissements sont superficiels avec desépaisseurs glissées ne dépassant pas 50 mètres ou pro-fonds avec des épaisseurs plus importantes (50 à300 mètres) ;

-la Lithologie des terrains affectés par 1es glissements:soit le substratum rocheux, soit la couverture quater-naire et en l'occurrence la moraine ;

-les escarpements principaux avec \es éboulis actifs etles fentes de tractions ouvertes en amont du glissement,comme les fissures |ongitudinales cisaillantes sur 1esbordures du glissement ;

-1es bourrelets frontaux et les arbres basculés vers i'avaldu glissement ;

- l'orientation des axes de plis, de Ia stratification oud'autres plans sttucturaux par rapport à celie du versantlorsque les glissements se produisent dans le substra-tum.

L'ensemble de ces critères géométriques montre quetous les glissements de terrain étudiés dans les Pyrénées,qu'ils soient dans la couverture morainique ou dans lesubstratum rocheux, se regroupent, pour l'essentiel :

- soif en glissements translationnels superficiels dans lesubstratum rocheux du Pays basque (site 1). Ces glis-sements ont une surface de rupture mécanique initialesubhorizontate (Figs.2 eT 4) ;

- soit en glissements rotationnels sup erficiels dans lamoraine (sites 3 et 4 : haute vallée d'Aspe et Verdun-sur-A"iège - Figs.7,8,9, 10 et 11) ou dans le substra-tum rocheux du Pays basque (site 1 - Figs.2,3, 4) et dela basse vallée d'Aspe (site 2 : Layens - Fig. 5, 6, sec-teur A) ;

- soit en glissements rotationnels profonds envisagésdans le substratum rocheux (site 2 : basse valléed'Aspe-Layens - Fig. 5, secteurs B et C; Fabre et al.,2000b) ;

- soit, exceptionnellement, en glissements complexes(Figs. B et 9) puisqu'ils se développent à la fois dans lesubstratum et dans la couverture morainique (site 3 :

haute vallée d'Aspe - giissement du Peilhou - Fig. B) ;

- soit en glissements-coulées superficiels dans le sub-stratum de la basse vallée d'Aspe (site 2) ou dans lamoraine de Verdun-sur-Ariège (site 4 - Fig. 11).

Nous décrivons, en suivant la terminologie de cetteclassification, les différents types de glissements recon-nus. Le contexte géologique et géomorphologique estprécisé ainsi que le modèle géométrique qui peut s'yrattacher. Dans cette description, les glissements deterrains affectant 1e substratum (sites L, 2,3) sontd'abord présentés, puis ceux affectant les formationssuperficielles (3 et 4).

ESites glissés I typologie etorigi ne

WPays basq Lte I glissements affectantle substratum triasique (site 1)

La région étudiée correspond à la partie occidentaledes Pyrénées et appartient structuralement à la zone

3ôREVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUEN'992e trimeslre 2002

nord-pyrénéenne (Fig. 1). Elle se situe à une vingtainede kilomètres au nord de la faille nord-pyrénéenneorientée N 100' (Choukroune, lg74) au contact avec ladépression triasique de Saint-Jean-Pied-de-Port (Fig. 1).La Nive entaille profondément un socle paléozoïque(schistes dévoniens), supportant des terrains triasiquesconstitués d'une alternance de niveaux d'argilites et debancs de grès psammitiques d'épaisseur métrique(Fig.2).

Les glissements de terrain se dévelo'opent dans lesformations triasiques plissées, avec des dispositifsstructuraux et morphologiques très différents d'unerive à l'autre (Fig. 3). Cartographiquement, tous les g.Ls-sements de tercain superficiels présentent des caracté-ristiques morphologiques bien conservées, puisque lesescarpements principaux sont bien individualisés,comme les bourrelets frontaux. Les réactivationsactuelles sont occasionnelles. Ce sont des glissementsrocheux probablement anciens sans qu'il soit possibted'en préciser l'âge. On peut distinguer les types sui-VANTS :

-@issements rocheux rotationnels lorsgue la directiondu versant est perpendiculaire à la direètion axiale desplis décamétriques, (Figs. 2; 3a). En rive gauche de laNive (Fig. 3a), les glissements rotationnels correspon-dent à des panneaux rocheux effondrés de la falaise ets'amorcent le long de pians de fractures à fort pendagevers l'aval du versant. Ce dispositif à forte composanteverticale provoque une descente lente et progressivede panneaux triasiques sur le substratum schisteux duDévonien de ce versant. Ces giissements rotationnelsprésentent une surface de rupture curviligne à largerayon de courbure. Par évolution régressive versl'amont du versant, ils forment des structures emboî-tées (Fig. 3a). Les panneaux glissés s'écheionnent surle versant, depuis les plus anciens et fortement déman-telés vers le bas du versant, jusqu'aux plus récents nondéstructurés en pied de corniches (Fig. 3a ; Clément efa1.,1,996) ;

- glissements rocheux rotationnels à translationnels,dont les surfaces de rupture sont guidées par lesjointsstratigraphiques, lorsque la direction du versant estparallèle à la direction axiale de plis décamétriques,comme en rive droite de ia vailée de ia Nive (Figs. 2 ;3b). Les glissements bancs sur bancs entre les grès etIes argilites ont une composante surtout horizontale etsuivent les discontinuités de la stratification à faiblependage;

-glrssements rocheux translationneJs dont le plan derupture correspond à un plan structural pariiculiercomme la surface de chevauchement située en rivedroite de la Nive (Figs. 2 et 4).

Le site 1 permet de comprendre le rôle majeur desplissements dans la genèse des glissements de terrain.II montre, de plus, comment Ie type de glissement deterrain, dépend, pour les mêmes formations géolo-giques, de la direction du versant par rapport auxdirections des structures géologiques. Ainsi, recher-cher l'agencement des couches géologiques d'un ver-sant peut permettre d'évaluer rapidement à quel typede glissement on a affaire, soit à composante verticalemajeure, soit à composante plus horizontale. Ii s'ensuitun modèle géométrique de ces glissements décritscomme superficiels (Figs. 3 a et b). Ces relations géo-métriques entre pente d'un versant et direction descouches géologiques sont à analyser lors de la réalisa-tion de cartes d'aléa (mouvements de versants>. On

comprend alors que les facteurs de prédisposition àl'instabilité ne sont pas les mêmes suivant que la direc-tion du versant est parallèle ou perpendiculaire auxstructures géologiques. Dans le cas où elles sont paral-lèles, c'est la lithologie et le plissement qui sont lés fac-teurs de prédisposition, dans l'autre cas, c'est la fractu-ration et la lithologie.

Basse vallée d'Aspe :

glissements affectant le substratum 2)

Les glissements de terrain du Layens sont situés enbasse vallée d'Aspe dans la série sédimentaire méso-zoïque (Figs. 5 et 6) qui débute par les formations duTrias inférieur et se termine par celles de l'Aptien supé-rieur (Castéras 1969). Il s'agit de glissements rocheuxprobablement anciens (partie C), ou encore actifs (par-ties A et B - Figs. 5 et 6), guidés essentiellement par lesstructures géologiques (Fabre et al., Z000b).

Deux glissements sont reconnus :

Le glissement des cabanes d'Arrès (secteur A) ..

celui-ci se reconnaît dans le versant par la présenced'escarpements latéraux et sommitaux récents. L'escar-pement principal débute vers 1310 mètres d'altitude,, àla limite Oxfordien/Aptien supérieur, alors que le pieddu glissement au niveau du ruisseau de l'Arricq, vers600 mètres d'altitude (Fig. 6). Géomorphologiquement,il se caractérise par un emboîtement d'au moins troispanneaux glissés, qui montrent, à l'affleurement, troisescarpements de 15 à 20 mètres de hauteur (Fig.6);

Le glissement de Capdevielle (secteur B) ' ce glisse-

ment, situé au-dessus du lieu-dit Capdevielle, présenteun escarpement principal situé vers 1 120 mètresd'altitude, dans les calcaires de l'Aptien supérieur, etse termine, sous ce lieu-dit à 700 mètres d'altitude,dans les formations triasiques (Fig. 5) Il se positionnesur la même structure plissée que le glissement desCabanes d'Arrès, dont la charnière est bien visibledans les calcaires de l'Aptien supérieur, sur la lignede crête du Layens . L'avancée frontale ,Ce ce glisse-ment est moins nette que dans le secteur A (Fig. 5). Al'intérieur de celui-ci des glissements plus superficielssont visibles.

D'un point de vue typologique on constate que lesglissements du versant sud du Layens sont des g/rsse-ments rocheux actifs, superficiels, rotationnels le longd'une discontinuité structurale liée à un grand plidéversé. Cette discontinuité correspond au plan axiald'un pli de pendage conforme à la pente du versant(Fig. 6), la direction du versant étant sub-parallèle à ladirection des plis (N 90"-100"). C'est le cas du glisse-ment des Cabanes d'Arrès (partie A) et de celui de Cap-devielle (partie B - Fig. 5).

Sur ce site, ce sont les discontinuités structuralesqui ont guidé les g/ts sements rotationnels superficiels duversant sud du Layens sur les secteurs A et B. Les glis-sements rocheux du Layens ont une composante dedéplacement inclinée, sub-parallèle à la ligne de plusgrande pente du versant dans le secteur A, et subhori-zontale dans le cas B.

L'ensemble des données géologiques et géomor-phologiques permet d'expliquer les causes naturellesdes glissements rotationnels superficiels actifs du Layens(secteur A) par érosion et suppression naturelles de labutée aval et par le pendage plus faible des disconti-

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2e lrimestre 2002

nuités géologiques comparé à la pente du versant. Cesdiscontinuités et leur géométrie sont le facteur prédis-posant le plus à l'instabilité. Leur prise en compte estindispensable pour l'établissement des cartes d'aléa( mouvements de versants >. Toutefois, d'autres fac-teurs dits déclenchants comme la pluviométrie , I'éro-sion régressive ou la séismictté, non analysés ici, parti-cipent aux mouvements de versants.

ffiHaute vallëe d'Aspe : glissement rocheuxaffectant le substratum (site 3)

En haute vallée d'Aspe les glissements de terrain sontspectaculaires puisqu'ils occupent une superficie consi-dérable sur tous les versants entre le col du Somport etle fort du Portalet (Fig . 7). Plus d'une trentaine de glis-sements cartographiés affectant les formations morai-niques, alors que seulement deux glissements affectentà Ia fois la moraine et 1e substratum paléozoÏqued'après les levés cartographiques et les données géo-physiques (Lebourg et Fabre, 2000, Lebourg, 2000,Lebourg et Frappa,2001). Il s'agit des deux glissementsrocheux de la Gentiane et du Peihlou situés juste enaval du tunnel du Somport (Fig.7).Le glissement duPeilhou est un glissement du socle paléozoÏque de lazone Nord-pyrénéenne (Barnolas ef a|.,1,996), composéde plusieurs glissements rocheux ou ( panneaux > glis-sés de grès et de schistes du Carbonifère (Fig. B etcoupe Fig. 9, Lebourg, 2000). Géomorphologiquement,chaque panneau est marqué par une forte rupture depente au niveau des escarpements principaux et pardes fractures latérales sur les bordures prolongeant lesescarpements (Fig. B). Vers le bas du versant, le glisse-ment affecte la galerie du tunnel ferroviaire sur toutesa longueur. Cartographiquement, dans la partie hautedu glissement, deux panneaux majeurs sont délimités,et trois moins importants dans la partie basse. Un bour-relet frontal dans la moraine marque la limite inférieuredu dernier panneau en bordure du gave d'Aspe. Ainsi,si le glissement du Peilhou est essentiellement rocheuxdans sa partie haute, puisque tous les escarpementssont dans les grès et les schistes du Carbonifère, ilaffecte la moraine seulement dans la partie basse(Figs. B et 9). Dans cette partie, grâce à des pseudo-sec-tions de résistivité la surface de ruptur e a été reconnueau contact substratum/moraine avec une forme faible-ment incurvée à large rayon de courbure (Lebourg,2000). Les surfaces de rupture des deux panneauxsupérieurs ne sont reconnues qu'à partir des seulesdonnées de surface (escarpements ; bourrelets fron-taux). Le manque de données suggère deux hypothèsesquant à la forme des surfaces de rupture :

- peu profondes, les glis sements seraient alors succes-sifs, rotationnels ou translationnels ;

- profondes et emboîtées, les glis sements seraient alorsemboîtés rotationnels à large rayon de courbure(Fig. e)

Toutefois, les levés géologiques de teruain et lesmesures des plans de discontinuités en surface mon-trent que le glissement est guidé par deux types de fac-teurs lithostructuraux permanents: 1) des fractures sub-verticales dessinant les escarpements principaux et2) Ia lithologie (g.ès/schistes) à faible pendage aval(Fig.9). Dans les deux cas il s'agit d'un glissement com-plexe à composante de déplacement oblique, affectant

à la fois le substratum rocheux et les dépôts glaciairessuperficiels de 40 mètres d'épaisseur vers le bas du ver-saru.

Parmi les deux hypothèses envisagées plus haut,celle d'un glissement rotationnel à large rayon de cour-bure suivant plusieurs panneaux emboîtés est retenuecomme la plus probable pour illustrer ce glissementcomplexe (Fig. 9). Dans ce cas, les axes des piis sontpratiquement perpendiculaires à Ia direction du ver-sant. Ils ne jouent alors qu'un rôle secondaire dans ledéclenchement du glissement, contrairement au cas duglissement rocheux du Layens (site 2) ou au cas du glis-sement en rive droite de Ia Nive (Pays basque ; site L -Fig. 2). En effet, dans ces deux sites (sites 1 et 2), lesdirections des plis sont parallèies aux directions desversants. En comparaison on observe que Ie glissementrocheux du Peilhou a une forte composante oblique àverticale dans Ia partie haute du versant (fractures trèsredressées) se rapprochant donc des glissementsrocheux de la rive gauche de la Nive (Fig. 3a). Dans cecas de glissement de versant, Ies facteurs géologiquesprédisposant I'instabilité de la partie rocheuse, sont lafracturation et la lithologie. Leur géométrie et leur den-sité sont à prendre en compte lors de l'établissementd'une carte d'aléa < glissements de versants >. D'autresfacteurs dits déclenchant participent au modèle géo-métrique d'instabilité ; ce sont les séismes et l'action deI'eau. Ces facteurs ne sont pas pris en compte dans Iemodèle car sans données hydrogéologiques et sismo-logiques sur plusieurs décennies, ils ne sont pas quan-tifiables (glissement non instrumenté). Cependant, lesobservations de terrain et les pseudo-sections de résis-tivité indiquent d'importantes circulations d'eau dansla moraine vers le bas du glissement Ie long du tunnelferroviaire. Une chenalisation des eaux souterraines estétablie dans la moraine avec des débits de plusieursmètres cubes heures (Lebourg et Fabre, 2000, Lebourget Frappa, 2001).

mHaute vallée d'Aspe r

glissements affectant les formations morai-niques (site 3)

Seuls les trois glissements de terrain de Gouetsoule,affectant les formations morainiques, sont décrits à titred'exemple parmi la trentaine de glissements reconnus(Fig. 7), puisque les autres appartiennent au même typeet correspondent au même modèle géométrique. Laplupart des glissements, dans la moraine, sont réputésanciens et potentiellement actifs dans la mesure où ilsne montrent pas de réactivation à l'affleurement, àquelques exceptions près. D'autres présentent de nom-breux indices d'une activité continue. Ce sont essen-tiellement les cinq glissements de terrain de grandeampleur qui bordent Ia Route Nationale RN 134, dontles trois glissements de Gouetsoule, en rive droite(Fig.7 : G1 - G2 - G3) :

Un premier glissement ancien, noté G1, est situé leplus au sud du secteur, sans réactivation majeurevisible. Le profil topographique est caractéristique d'unglissement, avec une forme concave en amont etconvexe vers l'aval. Les traces de la surface de rupturesont visibles en pied de versant (Fig. 10a). L'épaisseurde ia moraine est estimée, au centre du glissement, à25 mètres. De part et d'autre du glissement, des affleu-

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rements du substratum laissent supposer la présenced'un crypto-relief glaciaire en forme de cuvette(Lebourg, 2000);

Un giissement central G2 (Fig. 7). Il s'agit d'unancien glissement stabilisé, puis réactivé par l'aména-gement de Ia RN 134. A l'affleuremenf on observe unescarpement principal sur plus de 200m de largeur. Leslimites latérales du glissement sont marquées, au Nord,par un talweg, et au Sud, par une légère dépressionavec un bourrelet frontal érodé par le Gave d'Aspe. Al'affleurement de nombreuses fissures de réactivationsont orientées N 90-100";

Le troisième glissement, noté G3, le plus actif dusecteur, situé au nord de Ia zone (Fig. 7). C'est un glis-sement très récent, initié par l'aménagement de laRN 134 (Fig. 10b).

Ces trois glissements ont été reconnus en profon-deur par pseudo-sections de résistivité (Lebourg, 2000,Lebourg et Frappa, 20011. Cela a permis de localiser laprofondeur de la surface de rupture au niveau du sub-stratum ou à proximité (Figs. 1Oa, n), avec une épais-seur de moraine de 35-40 mètres environ, sans possi-bilité de le vérifier par inclinométrie (moyen nondisponible dans le cadre de ce travail).

Les glissements de la couverture morainique du sitede Gouetsoule sont représentatifs de tous ceux de Iahaute vallée d'Aspe entre le col du Somport et Urdos(Fig. 7). Ils correspondent à un modèle géométrique deglissement rotationnel à large rayon de courbure liéessentiellement au décollement de Ia couverture morai-nique au niveau du substratum carbonifère. D'un pointde vue typologique, la plupart des glissements de ter-rain dans la moraine en haute vallée d'Asne. sont desglissements rotationnels superficiels (10 à 50 mètresd'épaisseur). Ils recouvrent, pour certains, les terrassesalluviales anciennes et ont un âge postgiaciaire (réacti-vation), ou actuel d'origine anthropique.

Les causes originelles de ces glissements sont direc-tement Iiées aux caractéristiques mécaniques desmoraines : cohésion nulle et angle de frottementproche de la pente du versant (Lebourg, 2000), commeà Ia suppression natureile de ia butée de pied (fonte duglacier de vallée) lors de la déglaciation à la fin duWûrm. D'un point de vue cartographique, on constatequ'une grande partie des glissements de terrain estIocalisée, topographiquement, dans Ia zone deconfluence entre le glacier principal du gave d'Aspe etdes glaciers affluents suspendus. Cette constatationpermet de prévoir la position d'une partie des zonesdes glissements anciens de la moraine. En effet, dansces zones de confluence les moraines sont les olusépaisses et ont été déposées sur une plus forte pénte,celle du dénivelé existant entre le glacier principai etceux affluents, suspendus (travaux en cours). Ces élé-ments nouveaux sur Ia position d'une partie des glisse-ments de terrain post-wùrmiens dans une anciennevallée glaciaire, sont à considérer dans l'établissementde carte d'aléa nglissements de versantslr. Leur priseen compte comme facteurs de prédisposition aux insta-bilités passe par une cartographie de Ia géomorpholo-gie glaciaire du site. On peut ainsi estimer les zonesd'instabilités potentielles encore sujettes à des mouve-ments de réactivation, soit par des phénomènes natu-rels (séisme, pluviométrie), soit par l'action de I'homme.Cependant, d'autres facteurs de prédisposition ditsa rhéologiques > conditionnent les instabilités an-ciennes des moraines. Il s'agit essentiellement de leurangle de frottement interne effectif qui varie de 20' à

40' suivant ia nature lithologique et de la forme desgrains de la moraine de confluence (grès, schiste, cal-caire; Lebourg, 2000). Pour cette raison, ies zones demoraine de confluence où les instabilités existent, sontcelles où l'angle de frottement interne effectif est le piusfaible (20'à 30'). Ailleurs, les zones de moraine deconfluence encore stables indiquent des angles de frot-tement internes effectifs plus élevés, compris entre 35oet 42. En haute vallée d'Aspe la cartographie de I'aléa< glissements de versants > est ainsi fonction de Ia pentedu versant, de la position de la moraine dans la mor-phologie glaciaire (zone de confluence), de l'angle defrottement interne effectif de la moraine, et d'autresfacteurs déclenchant (eau, séismes). Pour le site deGouetsoule une modélisation 3D de l'instabilité a per-mis d'établir la hauteur d'eau limite connaissant l'anglede frottement interne effectif (Lebourg, 2000). Ainsi,pour une épaisseur de moraine de 35 mètres et unangle de frottement interne effectif de 32'-33', l'insta-bilité est effective à partir de B mètres de hauteur d'eau.

rePyrënéesariégeoises I

vallée de Verdun-sur-Ariège (site 4)

Le site présente deux types d'instabilités dans iamoraine, les glissements de terrain et les coulées dedébris sur un substratum gneissique étudié par Sitter(1968). Ces mouvements de versant se sont produits en1875 et ont été décrits par J.-M. Antoine (1992).D'autres restent actifs vers Ie bas du versant (Fig. 11).Les critères géomorphologiques ayant permis de lesdistinguer sont :

-les importants escarpements principaux et les fentesde traction à i'amont des glissements;

-le bourrelet frontal des glissements encore actifs, avecde nombreux arbres basculés.

Une trentaine de gl'ssem ents superfrciels ont été car-tographiés et montrent tous une rupture circulaire(Fig.11). Les plus petits sont à surface de rupture intra-morainique très incurvée. Cependant trois glissements,beaucoup plus importants, encore actifs, ont été recon-nus vers le bas du versant entre 1 100 et 1 300 mètresd'altitude. Ils sont de type rotationnels à large rayon decourbure. Pour l'un des glissements actifs, le plan derupture se fait à proximité et à 1 mètre au-dessus ducontact substratum gneissique/moraine (sondages etinclinomètre; Fabre et a1.,2000a),, avec une forte com-posante de déplacement horizontale. Ces données loca-Iisées sur l'un des glissements montrent que leur sur-face de rupture ne se situe pas forcément et toujoursau contact substratum,/moraine. Ceci peut s'expliquerpar les ondulations topographiques du substratumsous Ia moraine (relief caché).

Trois types d'évolution de glissemenfs de tercainrotationnels sont observés :

- évolution rétrograde du glissement depuis le bas duversant vers le haut (Fig. 1L : secteur ouest);- pas d'évolution : glissements rotationnels uniquessans effet rétrograde (Fig. 11 : secteur centre);- évoiution du glissement en coulées de débris (mou-vements complexes - Fig. 11 : secteur sud-est).

Ainsi, le site de Verdun-sur-Ariège est Ie siège d'unedynamique de mouvements rétrogrades générant desglissements de terrain successifs de tailles variables,

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2e Trimestre 2002

mals qui n'excèdent jamais 200 m de long et 40 m deprofondeur. Si l'on compare avec la vallée d'Aspe onconstate que les types de glissements sont différents.Ceci s'explique par une différence de nature de lamoraine, légèrement argileuse et limoneuse en hautevallée d'Aspe, avec des éléments très anguleux (débrisde schistes; Lebourg, 2000), alors qu'elle est exclusive-ment sablo-graveleuse dans la région de Verdun-sur-Ariège (site 4).

La surface de rupture de tous ces glissements estproche de l'interface moraine/substratum. C'est la dis-continuité géométrique et mécanique majeure demême sens de pendage que le versant, avec une formeplus ou moins incurvée. Sur ce site, la nature sablo-gra-veleuse de la moraine et la forte pente du versant versl'aval sont des facteurs de prédispositlon locaux, ainsique les importantes venues d'eau de la nappe de frac-ture du substratum (Fabre et a1.,2000a, Lebourg, 2000).Ce site reste limité en superficie pour envisager desrésultats plus intéressants, identiques à ceux obtenussur les moraines de la haute vallée d'Aspe (site 3) ; eneffet les résultats des essais mécaniques sur lesmoraines indiquent que le matériau est purement gra-nulaire avec un angle de frottement interne effectif sou-vent proche de celui de la pente du versant (Fabre etal., 2000a) . La cartographie de l'aléa a glissements deversants I du site de Verdun-sur-Ariège doit prendreen compte tous ces facteurs de prédisposition à f insta-bilité propres au modèle : pente du versant, angle defrottement du matériau, lithologie et venues d'eau du

substratum. Des calculs de stabilité en 2D sur ces glis-sements actifs indiqueraient une rupture pour une hau-teur d'eau supérieure à 70 % (soit 7 m sur 10 mètres)de la hauteur totale de la moraine (Fabre et al., 2000a).Compte tenu de la nature granulaire sablo-graveleusedu matériau et du faible coefficient de perméabilité(0,3 x 10- 2 cm/s), d'autres facteurs participent à cetteinstabilité ; notamment les surpressions d'eau de lanappe de fracture du substratum.

-

Modèles géométriqueset leur localisation Isynthèse etdiscussion

L'analyse structurale des différents sites de glisse-ments de terrain des Pyrénées occidentales et centralespermet de définir des modèles simples. Ces modèlesprennent en compte les facteurs lithostructuraux deprédisposition aux glissements de versants. Ils sontprésentés dans le tableau I. Toutefois, quelquesmodèles géométriques restent hypothétiques et discu-tables par manque de données en profondeur, sur laforme des surfaces de rupture. I1 s'agit, dans letableau I, des modèles géométriques du glissementcomplexe du Peilhou (site 3 ; Fig. 9) et du glissement ditprofond du Layens (site 2 - modèle F et Fig. 5 - secteurC ; Fabre et a1.,2000b).

Classification des glissements de terrain étudiés suivant les modèles géométriques définis de A à G,divisés en glissements translationnels ou glissements rotationnels à composante de déplacementessentiellement horizontale, verticale ou oblique. Les facteurs de prédisposition au glissementdu substratum sont indiqués pour chacun des modèles géométriques : la lithologie, la fracturation,la stratification et le plissement.Studied Iandslides classification following the geometric model A to G subdivided in ranslational and rotationallandslides with essentially horizontal, vertical or oblique movement. The geological and mechanical factors initialisingthe movements of the bedrock are indicated from every models of geometry : the lithology, the fracturation,the stratification and the foldinq.

LEGENDH

ffi,ffi',ltÏ Factsur Perma*ent

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m G|lassrnent roûheux.

f,:,1.;-----Tsubatrctumetable.

40REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUEN" 992e trimestre 2002

Les modèles géométriques (tableau I) indiquent queles glrs sements translationnels sont rares et ne se déve-loppent que dans les formations rocheuses où des dis-continuités majeures, parallèles au versant, existentfioints stratigraphiques ou surfaces de chevauchement.fractures subverticales). C'est le cas au Pays basque(site 1) où les gliss ements translationnels sont soit àcomposante de déplacement proche de l'horizontale(tableau I : modèle A et Fig. 4), soit à composante sub-verticale (modèle B ; Fig. 3a). Pour ce dernier modèle,deux représentations en sont données, l'une au débutdu giissement (modèle B) et l'autre dans un état d'évo-lution actuel (Fig. 3a). Dans les deux cas ce sont desglissements superficiels, soit translationnels véritables(modèle A), soit translationnels (modèle B) dont l'évo-lution pourrait conduire à des glissements rotationnels(Fig. 3a). Les autres modèles géométriques représen-tent des glissements rotationnels dans le substratumrocheux ou dans la moraine. En milieu rocheux les glis-sements rotationnels sont soit successjfs (tableau I :

modèle C - site 1 et Fig. 3b), soit emboîtés (tableau I :

modèle D - site 2 et Fig. 6), soit des glissements rota-tionnels complexes emboîtés (tableau I : modèle E -site 3 et Fig. 9). Seul un glis sement rocheux rotationnelprofond est envisagé (tableau I : modèle F; Fabre et al.,2000b). Dans la moraine ce sont essentiellement desglissements rotationnels sup erficiels, difs simples ourétrogrades successifs, à large rayon de courbure, quisont les plus fréquents (tableau I : modèle G - sites 3 et4 eT Fig. 10). En haute vallée d'Aspe (site 3), les glisse-ments de teruain affectant la moraine présentent unesurface de rupture incurvée, proche de l'interfacemoraine/substratum. Le même constat est fait à Ver-dun-sur-Ariège (site 4), avec toutefois une évolution englissement-coulée (modèle G') liée à la différence denature et de granulométrie des moraines (Lebourg,,2000)

Les exemples de glissements rocheux étudiés pré-sentent des particularités lithostructurales variées. A

l'échelle d'une vallée et dans un contexte morphostruc-tural donné, on peut cependant identifier les para-mètres de prédisposition à l'instabilité et définir lesmodèles de glissement susceptibles de se réaliser. Ilfaut pour cela établir une carte structurale des zones àétudier.

Les glissements de terrains affectant la couverturemorainique correspondent, pour la plupart, au modèlegéométrique établlt en Haute vallée d'Aspe (modèle G).Le contexte morphologique associé à ces glissementsest assez bien défini, celui hydrogéologique et hydrolo-gique reste à analyser sur plusieurs décennies pourêtre bien déterminé. L'absence d'une instrumentàtiondes sites toujours actifs ne permet pas de juger de leurmouvement lors des séismes des Pyrénées occidentaleset centrales depuis une cinquantaine d'années.

L'ensemble des modèles géométriques ainsi définidans les Pyrénées occidentales et centrales n'est pasexhaustif et d'autres modèles géométriques, commsleschutes de blocs par exemple, peuvent également êtrereconnus dans ces deux régions. Les sites exposés icisont révélateurs de l'importance de glissements de ter-rain dans des secteurs relativement restreints. Lesinstabilités analysées dans ce travail sont relatives à desformations géologiques particulières : il s'agit deroches meubles attribuées au milieu granulaire d'unepart (les moraines) et de roches cohérentes d'autre part(grès, schistes et calcaires). Les comportements rhéo-logiques de ces formations étant très différents et lescontextes structuraux très variables, il s'ensuit diffé-rents modèles géométriques. L'identification des fac-teurs de prédisposition, rendant ces modèles réalistes,constitue une première étape pour une cartographie del'aléa ( mouvements de terrain >.

Conclusion

41REVUE FRANçAIsE or cÉorccHNteuE

N. gg

2e lrimestrc 2002

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42REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUEN" 992e trimesIre2002

Localisation des quatre secteurs d'étude sur la carteLocation of the four study areas on the Pyrenees structural

structurale des Pyrénées (sites 1, 2,3 et 4).map (area 1,2,3 and 4).

Carte géologique simplifiée du secteur d'étude au pays basque (site 1) avec la localisation des coupes desfigures 3a, 3b et 4.Légende : 1) Schistes du Dévonien ; 2) Grès massifs et argilites du Trias ; 3) Trace des plans axiaux des plis princioauxet leurs axes orientés N 110'à N 145';4J Trace des plans axiaux des plis liés aux failles iardives N 20. à N SOJ; S) f.âittesmajeures et plan de chevauchement du pic d'Arradoy; 6) Terrasses alluviales indifférenciées ; 7) Glissements de terraindu Trias sur le Dévonien; B) Lignes de crête.Simplified geological map of studied area, Basque Country (area 1) with location from geological cross-sections figures3a, 3b and 4.

Legend : 1) Devonian slates; 2) Trias massive sandstones and clayey; 3) Line of the major axial fold plans and the axisoriented N 110" to N 145" direction;4) Line ofthe axial fold plans related tolate faults oriented N 20. toN 50'; 5) Major faults and thrust plane of Arradoy Peak; 6) Undifferentiated alluvial deposits; 7) Landslides of Triassicterranes over the Devonian; B) Crest lines.

43REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUE

N" gg

9e trimeslre 200e

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La Nlve

Coupes géologiques et géomorphologiques des glissements detranslationnels. Voir localisation figure 2.Légende 3a : a) Glissements rotationnels emboîtés ; b) Paquets érodés et démantelés ;

alluvial ennoyant un paquet érodé ; e) Topographie actuelle ; 3b : f) Glissements de terrainbancs sur bancs ; h) Zone d'accumulation du glissement ; g) Ancienne topographie.Geomorphological and geological cross-sections of rotational and translational rockslides located figure 2.Legend 3a: a) Multiple rotational slides; b) Eroded and dismantled gravitational creep features; c) Gravityaccumulation; d) Colluvial fan covering a gravitational creep; e) Present erosion level;3b : a) Translational slide;bl Accumulation zone of rockslides ; c) Past topography.

terrain rocheux rotationnels à

c) Eboulis de blocs ; d) Cônerotationnels à translationnels

La Nlve

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Carte et coupe géologiques détaillées du glissement translationnel de la couverture triasique (en pointillés)sur le Dévonien (sombre). Carte localisée sur la figure 2.1) Dévonien; 2) trias inférieur; 3) trias moyen et supérieur; 4) alluvions anciennes; 5) alluvions modernes.Detailed geological map and cross-section showing the translational rockslide of Triassic terranes (stipple drawing) onthe Devonian (dark colour). See caption and location figure 2.1) Devonian; 2) Lower Triassic terranes;3) Middle and Upper Triassic terranes;4) Old alluviums;5) Holocenealluviums.

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44REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUEN'992e trimestre 9002

nlËi,,,,$i1;ijiiiii;ji Carte géologique simplifiée desglissements rocheux du versant sud duLayens suivant trois secteurs : A, B, C.Légende : 1) OphiTe ; 2) Couverte mésozoïqueindifférenciée ; 3) Glissements profonds ; 4)Glissements superficiels (secteurs A et B) ; 5)Escarpements principaux ; 6) Direction desglissements profonds probables (Fabre et al.,2000b) ; 7) Ruisseau d'Arricq avec ses alluvionsrécentes ; B) Localisation de la coupe YY' (Fig. 6)et des coupes des glissements profonds décritspar Fabre ef a1. (2000b).Simplified geological map of rockslides of thesouth slope of the Layens following threeslipping Zor€S: A, B, C.Legend : 1 . Oph ite ; 2) Undifferentiated Meso zoicseries; 3) Deep rockslides; 4) Superficialrockslides (zones A and B); 5) Major rockslidescars; 6) Movement of probably deep rockslides(in Fabre et al., 2000b); 7) Arricq stream withrecent alluvial deposits; B) Location of YY' cross-section [Fig. 6) and others cross-sections of deeprockslides described in Fabre et al. (2000b).

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Ëgffiiç{Wffffi Coupes géologiques du secteur A des glissements rocheux du Layens montrant les glissements superficielsemboîtés (Fig. 5 ; coupe YY' ; Fabre et al.,2OOOb).Légende : 1) Trias indifférencié à argiles bariolées ; 2) Hettangien-Sinémurien : calcaires et dolomies ;3) Pliensbachien-Toarcien : calcaires micritiques ; 4) Aalénien-Bajocien-Bathonien : calcaires noirsmassifs; 5) Callovien-Oxfordien : dolomies noires ; 6) Aptien supérieur : calcaires massifs.

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Geological cross-section of lhe A area of Layens rockslides showing the multiple superficial rockslides (Fig.cross-section ; Fabre et al.. 2000b).Legend:1) Undifferentiated Triassic formations with rock clays;2) Hettangian-Sinemurian: calcareous rocks anddolomites;3J Pliensbachian-Toarcian: micritic calcareous rocks;4) Aalenian-Bajocian-Bathonian:black calcareousrocks; 5J Callovian-Oxfordian : black dolomites; 6) Upper Aptian : calcareous rocks.

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45REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUE

N. gg

2e trimestre 2002

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Carte de localisation des principauxglissements de terrain (en noir) en hautevallée d'Aspe. Tous les glissements deterrain sont dans la morair€, sauf lesglissements rocheux de la Gentiane (G) etcelui du Peilhou (P).Légende : Glissements de Gouetsoule : G1.,

G2, G3 ; trait gras : lignes de crête ; traitfin: principaux torrents du gave d'Aspe.Location map of the main landslides (blackcolour) of the High Aspe valley. All landslidesare in the till, excepted the Gentiane [G) andPeihlou [P) rockslides.Legend: Gouetsoule landslides: G1, G2, G3;dark line : crests iines; thin line : maiû streams ofAsoe river.

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Cartographie géologique détaillée autour des glissements de terrain du Peilhou (localisation Fig. 7). Lesescarpements principaux et secondaires des glissements du Peilhou y sont notés.Detailed geological map around the Peilhou rockslides (location Fig. 7). Main and secondary scars of the Peilhoulandslides are noted.

Tunnel du SompCIrt

46REVUE FRANÇAISE DE GEOTECHNIQUEN'992e tnmestre 9009

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AlluylonsanctennêsMoraines

Coupe interprétative des glissementsrocheux complexes du Peilhou localiséesur la figure B. Les surfaces de ruptureprofondes sont envisagées dans lesubstratum et vérifiées dans la moraine.Cross-sections of the Peiihou complexrockslides (location Fig. B) The mechanicalrupture planes of deep rockslides are probablyand confirmed in the tills.

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ffiffiCoupesdesglissementsdeterrainrotationnelsdeGouetsoule,notéesG1(10a)etG3(10b).Cross-sections ofthe Gouetsoule rotational landslides, denoted G1 (10a) and G3 (10b1.

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41REVUE FRANÇAISE DE GEOTECHNIQUE

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2e tnmestre 9002

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ffiBlockdiagrammedesglissementsdeterrainrotationnelsetdesglissementscou]éesdusitedeVerdun-sur-Ariège.Block diaqram of rotational landslides and flow-slides of Verdun-sur-Arièqe.

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48REVUE FRANçAISE DE GEOTECHNIQUEN'992e tnmzstre 9002