Analyse de grandes déformations de versants dans les Pyrénées : exemple de la moyenne vallée d'Ossau.

Les grandes déformations lentes ou grands glissements de terrain rocheux affectent des versants entiers et sont capables de déplacer de larges volumes de matériaux (< 108 m3) sur des surfaces de plusieurs km2 et peuvent mobiliser quelques centaines de mètres d’épaisseur (Jarman et al., 2014 ; Lebourg et al., 2014). Topographiquement, certains indices permettant de caractériser ce type d’instabilité : séries de crêtes séparées par des dépressions, talus rocheux, incisions parallèle à la pente, difficulté d’associer un secteur de rupture et d’accumulation comme les autres types d’instabilités, apparente stabilité du versant (peu d’indices caractéristiques des glissements i.e. escarpement principal visible, fractures ouvertes, bourrelets, etc…), éboulements éparses au pied du versant, déplacements du thalweg visibles par un méandre en pied de versant (Crosta et al., 2013). Ainsi, pour la majorité des cas observés (notamment dans les Alpes) le pied de l’instabilité passe sous la surface du thalweg et est recouvert par des dépôts alluviaux ou torrentiels. Les conditions structurales sont clairement à l’origine de ces déformations. Les déplacements peuvent s’effectuer le long de grandes fractures préexistantes, à travers des réseaux de micro-fracturation dans la roche, le long de plan de foliation ou encore à la limite entre différentes lithologies. Enfin, les conditions morpho-structurales favorisent la réactivation de ces instabilités en surface ou plus en profondeur en (i) facilitant la concentration des eaux superficielles (précipitations, neige), (ii) en contrôlant le chemin de l’eau entrainant l’eau superficielle vers une circulation profonde, (iii) changeant les propriétés mécaniques des matériaux. Néanmoins, malgré un contrôle structural avéré, il est difficile d’assigner un type spécifique de mécanisme de rupture.