Les Deep Seated Landslides

Un Deep Seated Landslide se définit comme un mouvement de terrain en milieu rocheux lors duquel il y a déplacement d’une masse plus ou moins cohérente le long d’une surface de rupture. La profondeur de cette surface de rupture atteint au moins la dizaine de mètre (Hutchinson, 1988) et peut aller jusqu’à quelques centaines de mètres (Hutchinson, 1995), comme dans le cas des DSGSD (exemple précédant). Ce qui principalement distingue ces deux types de mouvements est que les DSL ne mobilisent qu’une partie du massif (généralement un versant). De plus certaines morphostructures essentielles associées aux DSGSD sont absentes. Enfin, en règle générale les volumes mobilisés sont moindres dans le cas des DSL.

Les vitesses de tels mouvements peuvent varier de quelques dizaines de mm/an an à plusieurs centaines de mm/an, avec cependant des phases d’accélération où les mouvements peuvent atteindre plusieurs centaines de m/h voir km/h (période de catastrophe majeure). Les volumes mobilisés varient en conséquences et peuvent atteindre plusieurs millions de mètres cubes (Julian et Anthony, 1996 ; Brueckl et Parotidis, 2001).

Une distinction est généralement faite entre les glissements de terrain rotationnels (qui sont définis comme des glissements de terrain dont la surface de rupture est circulaire) et translationnels (qui sont définis comme des glissements de terrain pour lesquels la surface de rupture est un plan).

Il s’agit de deux cas limites qui ne sont en conséquence que rarement observés. Généralement la forme d’un glissement de terrain résulte de la combinaison de ces deux cinématiques.

Les glissements rotationnels (Figure 1-4), ou glissement circulaires se produisent généralement dans les milieux homogènes. Il peut s’agir de sol ou de milieu rocheux soit peu soit très fracturés.

Figure 1-4 : Schéma d’un glissement rotationnel en milieux rocheux

L’éruption du Mont St Helens le 18 Mai 1980, est l’un des événements géologiques importants du 20eme siècle. L’éruption volcanique fut l’élément déclencheur qui produisit l’un des plus grands glissements de terrain connus, mobilisant 3 kilomètres cubes de roche. (Figure 1-5) (Glicken, 1996).

Figure 1-5: Glissement rotationnel du flanc du mont St Helens lors de l’éruption volcanique du 18 Mai 1980. (Document USGS. Photos Gary Rosenquist: http://volcanoes.ungs.gov/Hazards/What/Landslides/) Les photographies de (a) à (e) présentent l’évolution au cours du temps.

Le glissement prit sa source au niveau du cône volcanique du Mont St Helens, et se comporta comme un glissement régressif (se propageant du bas de la pente vers l’amont) impliquant successivement trois unités distinctes (Figure 1-6). L’explosion résultant de la dépressurisation du volcan dévasta les environs et tua 53 personnes.

Le volume mobilisé (impliquant tout l’édifice volcanique) tendrait à faire assimiler ce glissement à un DSGSD. Ce qui l’en différencie est essentiellement la cinématique de la rupture (réalisée en trois phases successives notées I, II et III sur la figure 1-5) et la vitesse des mouvements. Il s’agit ici d’un mouvement bien plus rapide que les quelques mm/an d’un DSGSD. En effet la vitesse du mouvement a été estimée entre 175 et 200 kilomètres par heures.

Figure 1-6: Coupe interprétative Nord-Sud représentant le Mont St Helens au moment de la rupture (8 h 32 heure locale) le 18 Mai 1980 d’après Glicken, 1996 (modifié).

Les glissements translationnels (Figure 1-7), ou glissements plans, se produisent le plus souvent en milieux hétérogènes ou à forte anisotropie planaire et peuvent parfois être assimilés à des écroulements. Ils font par exemple intervenir des masses rocheuses qui glissent sur leurs joints de stratification, ou de discontinuités inclinées dans le sens de la pente. La soudaineté du phénomène donne une impression d’écroulement.

Figure 1-7 : Schéma d’un glissement rocheux translationnel d’après Besson, 1996 (modifié).

La vallée de Vajont située dans les Alpes Italiennes (massif des Dolomites, 100 km au nord de Venise) est une vallée possédant une morphologie glaciaire très exprimée. Ce site fut choisi pour l’implantation d’un barrage hydroélectrique.

Le 4 Novembre 1960, moins d’un an après la mise en service du barrage, 700 000 mètres cubes de matériau rocheux ont glissé en une dizaine de minutes, tombant dans la retenue d’eau (Müller, 1964 ; Hendron and Patton, 1985). Dans un premier temps il a été proposé que ce soit l’augmentation de la charge hydraulique, qui eut pour conséquence l’augmentation de la contrainte normale appliquée au versant et l’augmentation de la pression de pores, qui soit le facteur clé de la déstabilisation. En conséquence, il fut supposé que diminuer la hauteur d’eau de la retenue, et par conséquent diminuer à la fois la contrainte normale et la pression de pore, permettrait de ralentir le mouvement. Ce fut une solution efficace jusqu’en 1963, date à laquelle une augmentation rapide et continue de la hauteur d’eau du réservoir entraîna une augmentation graduelle des vitesses de déplacement du versant du mont Toc. A la fin du mois de Septembre 1963 le niveau d’eau fut progressivement diminué afin d’essayer de réduire le taux de déplacement. Malgré cela le versant continua à accélérer jusqu’à atteindre une vitesse de 20 cm/jour. Le 9 Octobre 1963, le versant “s’effondra”, mobilisant 270 millions de mètres cubes de roche. La chute de la masse mobilisée provoqua une vague qui s’abattit sur les villages de Longarone, Pirago, Villanova, Rivalta et Fae faisant plus de 2000 victimes (Figure 1-8).

Figure 1-8 : Le glissement de Vajont vu depuis l’amont (photo E. Bromhead)

Il est maintenant largement admis que la rupture du versant du mont Toc s’est propagée le long d’un niveau argileux d’une épaisseur de 5 à 15 centimètres, situé entre 100 et 200 mètres sous la surface (Hendron and Patton, 1985). Cette hétérogénéité structurale aurait joué le rôle de zone de faiblesse. Il a pu être montré que pour des sollicitations mécaniques assez faibles de l’ordre de 1 à 10 MPa (ce qui correspond à quelques centaines de mètres d’enfouissement) l’argile a un comportement fragile et non ductile (Burland, 1990; Horseman et al., 1993; Taylor and Coop, 1993; Petley,1995 ; Petley, 1999). Ce niveau d’argile a donc permis la propagation de la rupture. De plus l’augmentation de la pression de pore dans le versant, produisant une réduction de la contrainte normale effective, a favorisé la mobilisation de cette couche d’argile.