Le secteur nord-est

Une série de cônes et talus d'éboulis sont situés à la base de la pente nord-est du lac (fig. 20a). Ces dépôts sont situés à la base de canyons parfois très incisés. La construction de la route et du chemin de fer au XIXe siècle est l'hypothèse la plus

plausible pouvant expliquer la présence de ces dépôts. En effet, ces dépôts ne s'observent qu'en surface, ce qui indique un âge relativement jeune (Fig. 20b). Ces cônes et talus d'éboulis sont probablement être encore actifs aujourd'hui en raison des canyons bien développés le long de la pente.

Plusieurs dépôts de coulée de masse ont également été identifiés dans ce secteur. Le

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plus gros dépôt atteint une superficie de 1,9 km . Une cicatrice de glissement peut être observée le long de la pente et suggère l'évolution d'un glissement translationnel en coulée de masse (Fig. 20a). Ce dépôt de coulée de masse est situé sous la partie distale du glissement de Hautecombe, ce qui lui donne un âge > 9400 ans cal. BP. Il est recouvert par un autre dépôt de coulée de masse d'environ 0,12 km2 (Fig. 20a et

b). Le sommet de ce dernier est situé à environ un mètre de moins que la surface du glissement de Hautecombe. Un taux de sédimentation de 1 mm/an (Arnaud et al., 2005; Chapron et al., 2005) et la marge d'erreur des profils sismiques lui donnent un âge d'environ 8400 ± 100 ans cal. BP.

À l'extrémité nord-est du lac, quatre dépôts de coulée de masse ont été identifiés (Fig.

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20a). Ces dépôts font entre 0,05 km et 1,11 km . Des cicatrices de glissements situées sur la pente indiquent la provenance du matériel. Un des dépôts situés au pied de la baie de Châtillon semble également provenir en partie de la plate-forme littorale comme en témoigne les irrégularités morphologiques au niveau de la rupture de pente. La forme arquée de la cicatrice et le faciès acoustique le long de la pente suggèrent que ce dépôt de coulée de masse résulte d'un glissement rotationnel. Ce dépôt de coulée de masse se situe stratigraphiquement au même niveau que le dépôt de 4500 ans cal. BP identifié par Debret et al. (2010). Un âge d'environ 4500 ans cal. BP lui est donc attribué. Le dépôt de coulée de masse situé au sud de ce dernier est positionné stratigraphiquement au même niveau que le glissement de Hautecombe

avec lequel il devient coalescent. Il est interprété comme une coulée de masse synchrone au glissement de Hautecombe survenu vers 9400 ans cal. BP. Tout juste sous la réflexion de crues B (966 ± 100 AD, Chapron et al., 2005), une perturbation sédimentaire de faible épaisseur a été identifiée. Elle est interprétée comme une petite coulée de masse ayant affecté l'extrémité nord du lac il y a environ 1000 ans (Fig. 20c). En surface des sédiments un autre dépôt de coulée de masse a été identifié (Fig. 20c). Ce dépôt récent pourrait avoir été causé par le séisme de 1822 AD.

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Figure 20. Bathymétrie multifaisceaux de la pente nord-est du lac montrant des cônes et talus d'éboulis, des dépôts de coulée de masse et des cicatrices de glissement (a); profils sismiques du secteur nord-est montrant la position sismo-stratigraphique des coulées de masse identifiées et l'âge qui leur sont attribué (b et c).

6. Discussion

L'investigation de la nature et de la position stratigraphique des mouvements de masse du lac du Bourget a permis de cartographier leur répartition et leur occurrence depuis la fin du Tardiglaciaire. En fonction de réflexions datées dans de précédentes études (Chapron et al., 2005; Debret et al., 2010) et des taux de sédimentation du lac du Bourget, des âges ont pu être attribués aux dépôts de mouvement de masse identifiés dans cette étude. La cartographie de ces dépôts en fonction de leurs âges fournit une perspective chronologique permettant de mieux définir les causes possibles du déclenchement de ces mouvements de masse. Plusieurs facteurs peuvent être à l'origine du déclenchement de mouvements de m.asse en milieu subaquatique. Les mouvements de masse subaquatiques surviennent en général lorsque la force de cisaillement devient supérieure à la résistance au cisaillement (Canals et al., 2004). Des taux de sédimentation élevés peuvent conduire à une augmentation de la pression interstitielle et à une sédimentation non-consolidée conduisant à la formation de plans de faiblesse (Canals et al., 2004). Les fluctuations du niveau lacustre (ou marin), la charge sismique dû aux tremblements de terre, les variations de pression dues aux vagues de tempête, le dégazage des sédiment et les processus biologiques, tel que la bioturbation, peuvent également contribuer à augmenter la force de cisaillement, réduisant ainsi la résistance au cisaillement des sédiments et augmentant les probabilités de mouvements de masse (Rothwell et al., 2000; Canals et al., 2004). Dans les précédentes études portant sur les lacs alpins, les mécanismes identifiés comme étant les plus susceptibles de déclencher des mouvements de masse sont : la surcharge due à des hauts taux de sédimentation et aux pentes abruptes, les fluctuations de niveau lacustre et l'accélération du mouvement sismique lors de tremblement de terre (e.g., Fanetti et al., 2008; Schnellmann et al., 2006; Strasser & Anselmetti, 2008). En raison des caractéristiques très similaires entre le lac du Bourget et ces lacs alpins étudiés (i.e., lacs de vallées glaciaires en région périalpine), ces mécanismes sont également retenus comme étant les plus susceptibles d'avoir déclencher des mouvements de masse dans le lac du Bourget.

6.1 Les mouvements de masse tardiglaciaires du lac du