Abridged version
1 Introduction
In the St-Etienne-de-Tinée area, near the boundary between Hercynian basement and Alpine cover [8, ‘St-Étienne-de-Tinée’ sheet of the geological map of France at , BRGM Publ.], the large, active Clapière landslide (Figs. 1A and 1B) affects basement rocks and is underlain by a folded structure, usually interpreted as a toppling structure that formed during the first stage of slope instability [5,7]. Recent acceleration of sliding has prompted much research into the origin and progression of the landslide, but realistic numerical modelling of the toppling appears to be impossible [13]. Here we show that in fact the folded structure is a deep tectonic fold, unrelated to sliding.
Le pli de la Clapière. Schéma géologique d'après Y. Guglielmi et F. Cappa (inédit), simplifié et modifié.
The Clapière fold. Geological setting, modified from Y. Guglielmi and F. Cappa (unpublished data).
2 The Clapière fold
In the St-Etienne area, the basement is made of migmatitic paragneisses (Anelle Formation) and orthogneisses (Iglière Formation) bearing a strong Hercynian foliation, SH. SH was NW–SE-trending and NE-dipping at the end of the Hercynian orogeny [2]. The Alpine orogeny resulted in (i) a heterogeneous dextral reactivation of SH associated with a NNE–SSW shortening [10], (ii) southwest-verging thrusts and reverse faults, and (iii) a ‘décollement’ of the cover along the evaporitic Upper Trias. SH is normally oriented 115°E,70°NE but, in the Clapière area, SH is progressively rotated to a subhorizontal attitude by a structure that will be called the Clapière fold (Fig. 1C). The axis of the fold is 120°E,15°NW; the axial plane is 140°E, 40°SW. The Clapière landslide occurs in the upper/short limb of the fold. By its position, the Clapière fold could be a toppling structure, but it does not have the characteristics usually associated with this type of structure: sharp hinge, failure along the axial plane, fracturing and expansion of the rocks in the toppled mass, etc. On the contrary, the fold is very gentle and the gently dipping limb is not particularly fractured. Moreover, SH in the upper limb of the fold, just under the landslide, dips to the northwest, and not to southwest toward the Tinée River, whereas the axial plane does not seem to connect with the foot of the landslide, as would be expected for a toppled rock-mass. The non-gravitational origin of the Clapière fold will be proved by showing that a tectonic fracturation overprinted it, demonstrating that the fold has itself a tectonic origin.
3 Tectonic wedges: conjugate shear fractures postdating the fold
Symmetrical, decimetre sized conjugate shear fractures forming tectonic wedges and associated extension fractures have been identified (Fig. 2). Each wedge is characterized by X (maximal extension), Y and Z (maximal shortening) directions. For most wedges, Z is subvertical. Generally, X is N115°E,10°W on average (N115-wedges), but can also be N30°,10N (N30-wedges) or N70°,10°W (N70-wedges). For a few wedges, Z is N25°,10°S and X subvertical (compressive wedges). N115-wedges display a complex relationship between their attitude and their position on the Clapière fold (Fig. 3A). As SH is tilted to the north, the plunge of Z is at first about 80° to the north (upper limb), then becomes about 60° to the south (hinge) and finally gets back to about 80° to the north (lower limb). The first half part of this variation could mean that the wedges have been tilted by the fold, and hence are older than the fold, but not the second half. On the contrary, all these peculiarities can be simultaneously accounted for by a mechanical approach, taking into consideration the effect of the anisotropy of the rocks (the planar anisotropy corresponding to SH) and the folded attitude of SH. We assume an elastic rheology for the material and a homogeneous stress state (, , ) such as is parallel to the fold axis. Then, it can be shown that the principal strain axes (maximal shortening), and (maximal extension) are generally not parallel to the principal stress axes; however, and another strain axis (generally are in the ( plane and the third strain axis (generally remains parallel to . The angle θ between and is shown by the graph in Fig. 3B. This graph and the variation of the Z attitude of the wedges (Fig. 3A) are quite similar. Discrepancies between the two might be lessened by a better knowledge of the elastic characteristics of the rocks or by taking into account a small variation of the principal stress axes orientations within the folded rock-mass. Moreover, the orientation of the linked to the wedges formation can be deduced: N30°,75°N. Obviously, this analysis implies that the fold predated formation of the N115-wedges. The same approach shows that, for some stress intensities and/or rock properties, and are permuted, being in the ( plane. This can be the case for the N30-wedges, which resulted from the same deformation event as the N115-wedges. N70-wedges, and a fortiori the compressive wedges, are due to other deformation events.
Les dièdres du massif de la Clapière et les axes X (allongement), Y et Z (raccourcissement) associés.
Tectonic wedges of the Clapiere massif and associated X (extension), Y and Z (shortening) axes.
Comparaison de l'évolution mesurée (A) de l'orientation des dièdres en fonction du pendage de la foliation avec l'évolution calculée mécaniquement (B).
Comparison of measured (A) and mechanically calculated (B) axes orientations of wedges.
4 Overall analysis of the fractures
A survey of the centimetre- to decametre-sized fractures of the Clapière massif has been performed [9]. It appears (Fig. 4A) that two thirds of the fractures are compatible with the N115–N30-wedges (most other fractures are compatible with the N70-wedges). The fractures are numerous on both limbs of the fold, and scarce on the hinge. For the corresponding SH orientation, shearing on SH could have been easier that fracturing of the rock, as shown in Fig. 4B.
A. L'analyse globale de la fracturation permet de retrouver les orientations typiques des dièdres. B. Dans la charnière du pli, la fracturation peut être remplacée par un rejeu cisaillant de la foliation.
A. Most of the fractures recorded by ground plotting can be associated with the previously described wedges. B. In the hinge, fracturing may be replaced by shearing reactivation of the foliation.
5 Geological consequences
Assuming a uniaxial compressive strength of 110 MPa [5], the wedges formed at a 4–5 km depth at least. Assuming a denudation rate of 0.7 to since 4–6 Ma [1,3], fractures must have occurred near the Miocene–Pliocene boundary. With a recent southeast-directed tilting of the massif [6], could have been perfectly vertical at that time. This matches well with the extensional tectonic regime known for this period [11]. The older Clapière fold could have been one of a set of structures linked to a N25°E shortening direction, especially N100–140°E-trending folds [10], so the fold is due to (Oligocene–)Miocene thrust tectonics; a link with the cover ‘décollement’ is considered to be possible.
6 Conclusions
Reconstructing palaeostress states from conjugate shear fractures studies is not an easy task if the fractured rocks are highly anisotropic. Concerning the relationship between the tectonic Clapière fold and the Clapière landslide, it must be stressed that, though there is no genetic link between the two, the peculiar geometric configuration resulting from the folding must have been a favourable situation for the sliding.
1 Introduction
Dans la région de Saint-Étienne-de-Tinée, le cours de la Tinée, orienté du nord-ouest au sud-est, dessine approximativement la limite entre, au nord-est, le socle hercynien du massif de l'Argentera–Mercantour et son tégument (permo-)triasique et, au sud-ouest, la couverture alpine largement décollée au niveau du Trias évaporitique (Carte géologique de la France au , feuille n° 920 « Saint-Étienne-de-Tinée » et Figs. 1A et 1B). Immédiatement en aval de Saint-Étienne, sur la rive gauche de la Tinée, dans le socle, se situe le glissement de la Clapière, large de 1000 m à la base et se développant sur 700 m de dénivellation. Il s'agit d'un des plus grands glissements de terrain actifs de France : 50 hm3 de matériaux y sont mobilisés depuis près d'un siècle [8]. L'accélération des mouvements depuis quelques décennies a suscité de nombreux travaux, portant sur les modalités de l'instabilité et son origine (décompression post-glaciaire, par exemple).
Le présent article concerne la signification de la structure plissée affectant les roches du socle et supportant le glissement. Une origine purement gravitaire est habituellement évoquée par les auteurs [5,7], qui voient dans cette structure un gigantesque « pli de fauchage » représentant le stade précoce d'une évolution qui s'est poursuivie jusqu'à la ruine du versant. Cette interprétation soulève cependant un certain nombre de difficultés, en particulier l'impossibilité de réaliser la modélisation numérique d'un tel fauchage avec des hypothèses réalistes [13]. Nous nous proposons de démontrer que, tout au contraire, il s'agit d'un pli tectonique formé sous un recouvrement de plusieurs kilomètres, sans lien direct avec le glissement qui l'affecte aujourd'hui.
2 Le pli de la Clapière
Dans la région de Saint-Étienne-de-Tinée [2], le socle hercynien est constitué de paragneiss migmatitiques (Formation d'Anelle), admettant une intercalation orthogneissique (Formation d'Iglière). L'évolution tectono-métamorphique hercynienne, polyphasée, est à l'origine d'une schistosité migmatitique SH très développée, conférant aux roches du socle une forte anisotropie mécanique planaire orientée NW–SE, avec un fort pendage nord-est à l'issue de l'orogenèse hercynienne. La tectonique alpine se marque principalement par : (i) le rejeu cisaillant dextre de la schistosité SH dans un contexte de raccourcissement NNE–SSW [10], rejeu se concentrant dans des bandes de déformation étroites qui augmentent l'hétérogénéité du massif ; (ii) des chevauchements à fort pendage nord-est et à vergence sud-ouest, affectant le socle et son tégument, et (iii) un décollement généralisé de la couverture au niveau du Trias évaporitique.
Le massif de la Clapière forme un panneau de socle situé au toit du chevauchement alpin de Cascaı̈, qui passe au pied du glissement actuel. Le vallon du Rabuons, un affluent de la Tinée orienté NE–SW, fournit une remarquable coupe naturelle du site et montre que la schistosité SH, normalement orientée 115N70, est affectée, à proximité du glissement, par un pli antiforme que nous appellerons pli de la Clapière (Fig. 1C). Son axe est 120NW15, son plan axial (défini à partir de sa trace cartographique et de l'axe du pli) est 140SW40 et l'angle d'ouverture du pli est proche de 90°. Le glissement se développe entièrement au dépens du flanc supérieur (flanc court) du pli, où SH est subhorizontale.
Par sa position relativement à la vallée de la Tinée, le pli de la Clapière peut évoquer un « pli de fauchage » précurseur du glissement, hypothèse renforcée par le fait que le pli est assez récent. En effet, il affecte, non seulement la schistosité hercynienne SH, mais aussi trois bandes de déformation cisaillante alpines, d'épaisseur plurimétrique. Ces bandes sont marquées par des cisaillements et des microfailles dont l'orientation est proche de SH, et par des plis d'entraı̂nement, avec une schistosité de plan axial (de ce fait, la cinématique des cisaillements alpins, décrochante dextre loin du pli, devient chevauchante vers le sud-ouest dans le flanc supérieur).
Mais le pli de la Clapière ne possède pas les caractéristiques communément attribuées aux structures de fauchage : rupture au niveau du plan axial, glissements banc sur banc, apparition de fractures ouvertes, désagrégation et foisonnement du matériau dans la partie basculée, etc. En particulier, (i) la charnière du pli est très ronde, surtout à l'extrados où elle a un grand rayon de courbure, et ne présente pas de fracturation particulière ; (ii) le flanc supérieur du pli n'est pas plus fracturé que le flanc inférieur, sauf immédiatement sous le glissement, où, en relation avec lui et sur quelques dizaines de mètres, peuvent apparaı̂tre des désordres [9]. De plus, SH, en liaison avec le fait que l'axe du pli plonge de 15° vers le nord-ouest, présente un pendage nord-ouest (parallèle à la vallée) au toit du pli, et non pas sud-ouest, c'est-à-dire vers la vallée de la Tinée, comme on l'attendrait dans le cas d'un fauchage. Enfin, le pli se prolonge sous le niveau de la vallée, le plan axial ne rejoignant pas, semble-t-il, le pied du glissement (ses relations avec le chevauchement de Cascaı̈ ne sont pas connues).
Cependant, malgré l'intérêt de ces observations, la démonstration définitive de l'origine tectonique et donc profonde, et non pas gravitaire et superficielle, du pli de la Clapière ne peut se faire qu'en identifiant une structure, elle-même tectonique, plus jeune que le pli et le recoupant. L'analyse de la fracturation affectant le massif de la Clapière permet d'arriver à ce résultat.
3 Les dièdres : des fractures conjuguées post-pli
3.1 Les quatre familles de dièdres
Le massif de la Clapière est affecté par de nombreuses fractures, de styles et de tailles variés. Certaines de ces fractures se présentent comme des fractures cisaillantes conjuguées, d'égal développement, formant des dièdres (Fig. 2), typiquement d'échelle décimétrique, et dont la cinématique peut être précisée grâce à : (i) des crochons de faille millimétriques ; (ii) des fractures bissectrices de l'angle aigu des dièdres en position de fracture d'extension. On associe à chaque dièdre une direction de raccourcissement Z bissectrice de l'angle aigu du dièdre, une direction d'allongement X bissectrice de l'angle obtus et une direction intermédiaire Y parallèle à l'arête du dièdre (Fig. 2a).
La majorité des dièdres observés (20 parmi 34) présente des fractures en moyenne orientées 25E65 et 35W70 (Fig. 2b). L'allongement X correspondant est en moyenne orienté 115W10, orientation très proche de celle du pôle des fentes d'extension associées (on parlera de dièdres N115). Les raccourcissements Z et Y sont respectivement orientés, en moyenne, 175S75 et 30N15. Trois autres dièdres (Fig. 2c) sont tels, que les directions X et Y sont permutées par rapport aux dièdres N115, X étant 30N10 (dièdres N30). Huit autres dièdres (Fig. 2d) sont nettement différents, avec un allongement X orienté N70°E (dièdres N70). Pour ces trois premières familles, Z est subvertical (plongement ⩾70°).
Enfin, quatre dièdres (Fig. 2e) présentent un raccourcissement Z N25 subhorizontal (dièdres « compressifs »).
3.2 Orientation des dièdres N115
L'orientation des 20 dièdres N115 présente une relation complexe avec le pendage de SH : pour les pendages extrêmes de SH (les flancs du pli), Z est subvertical ou à très fort plongement nord, tandis que, pour les pendages intermédiaires (la charnière), Z plonge vers le sud de 60° en moyenne. Dans le détail, l'observation des données de terrain (Fig. 3A) montre que, en allant des faibles vers les forts pendages de SH, l'axe Z, au départ à fort plongement nord (80°), prend un plongement sud, d'abord fort puis modéré (50°). Pour un pendage de SH supérieur à 45°, Z retrouve progressivement son fort plongement nord initial. L'axe Z et la normale à SH tournent donc dans le même sens dans la zone et en sens contraire dans la zone . Le comportement de Z dans le flanc supérieur et la charnière du pli (c'est-à-dire la zone ) pourrait faire penser que les dièdres sont antérieurs au pli et basculés par lui. Cette explication n'est cependant pas possible pour le flanc inférieur (zone ).
En définitive, deux hypothèses se présentent : (i) les dièdres N115 du flanc supérieur et de la charnière sont antérieurs au pli de la Clapière et basculés en même temps que SH et, dans ce cas, on doit admettre que les dièdres N115 du flanc inférieur sont d'une autre famille et que la variabilité de leur orientation est a priori difficilement explicable ; (ii) tous les dièdres N115 appartiennent à la même famille : leur orientation variable doit alors s'expliquer par la déformation/fracturation d'un massif anisotrope ; ils peuvent alors être tous postérieurs au pli.
3.3 Interprétation mécanique des dièdres N115 et N30
Pour valider la seconde hypothèse, on s'intéresse à l'orientation des directions principales de déformation infinitésimale (, et au sein d'un massif rocheux au comportement élastique linéaire transversalement isotrope (anisotropie planaire due à SH), soumis à un état de contraintes (, , ). Compressions et raccourcissements sont comptés positivement. Pour simplifier les calculs, on admettra que : (i) l'état de contraintes (intensité et orientation des contraintes principales) est le même en tout point du massif ; (ii) le plan (, ) est toujours perpendiculaire à SH, ce qui revient à dire qu'il est confondu avec le plan π(SH), et que et l'axe du pli ont même orientation. On montre que se trouve dans le plan (, ).
La courbe théorique donnant θ (angle entre et ) en fonction de α (angle entre la normale à SH et ) peut être déterminée à partir des caractéristiques mécaniques élastiques du matériau (deux modules de Young, deux coefficients de Poisson et un module de cisaillement) et de l'intensité des contraintes principales, soit au total sept paramètres. Le calcul, dont le détail sera donné ailleurs, montre que cette courbe a l'allure présentée sur la Fig. 3B. On constate que, lorsque α croı̂t, les normales à SH et à tournent d'abord en sens inverse (zone : θ croı̂t), puis dans le même sens (zone : θ décroı̂t) et, enfin, de nouveau en sens inverse (zone ). En outre, aux points E, F et G, est perpendiculaire à SH.
À la lumière de ce comportement, on peut interpréter plus finement les données de terrain, en remarquant que l'on peut disposer sur la Fig. 3A une courbe de même allure générale que la courbe théorique ; on retrouve bien les trois zones , et du modèle théorique (cependant, il n'a pas été observé d'orientation de SH correspondant à la zone et au point E). En l'absence d'une connaissance précise des sept paramètres précités, il est illusoire d'espérer reproduire avec exactitude la courbe « expérimentale ». On peut cependant en déduire que la direction de déformation Z, estimée d'après la géométrie et l'orientation des dièdres N115, est assimilable à la direction de la déformation infinitésimale déterminée par le calcul, ce qui est satisfaisant dans la mesure où la déformation enregistrée par les dièdres est très faible et donc à la limite du domaine élastique. Il doit en être de même pour et Y et pour et X.
Il reste cependant à préciser les orientations de X et Y. Le même calcul montre que, pour des intensités de contraintes principales constantes, c'est, soit Y, soit X qui se trouve dans le plan (), en fonction des caractéristiques mécaniques anisotropes des matériaux. Le premier cas correspond aux dièdres N115, les plus nombreux. Le second cas rend compte de l'existence des dièdres N30, plus rares. L'hétérogénéité mécanique du massif (matériaux plus ou moins déformables, etc.) peut donc, à elle seule, expliquer la coexistence de dièdres pour lesquels X et Y sont permutés. Il n'est pas nécessaire d'invoquer deux épisodes de déformation avec permutation des contraintes principales, comme on a tendance à le faire dans ce genre de situation.
On notera également qu'au point H, non seulement Z est parallèle à SH (α−θ=90°), mais la direction de Z est également celle de . D'après les mesures in situ, l'orientation de Z au point H est 30NE75. C'est donc aussi celle de . On remarquera, en outre, qu'aux points F et G (très proches), la direction de Z est perpendiculaire à SH, alors que celle de est à 45° environ de SH : il n'est donc pas possible, dans le cas général, de déduire de l'observation d'un seul dièdre, avec Z perpendiculaire à SH, l'orientation des contraintes principales, comme il serait tentant de le faire.
En définitive, tous les dièdres N115 et N30 peuvent être interprétés comme étant la réponse du massif déjà plissé à un unique épisode de fracturation, réalisé sous un champ de contrainte homogène. En revanche, les dièdres N70 et a fortiori les dièdres « compressifs » relèvent forcément de deux épisodes de déformation différents.
4 Analyse globale de la fracturation
Une étude d'ensemble de la fracturation du massif de la Clapière a été réalisée pour le calcul d'indices de classification géotechnique [9]. Il apparaı̂t (Fig. 4A) que les deux tiers environ des fractures relevées dans le cadre de cette étude sont compatibles avec les deux systèmes de dièdres N115 et N30, comme le montre la comparaison avec les champs correspondant aux fractures cisaillantes et fractures d'extension repris de la Fig. 2. Cependant, il faut noter que ces fractures sont plus fréquentes pour les faibles et les forts pendages de SH – les deux flancs du pli – que pour les pendages intermédiaires – la charnière. On propose d'interpréter cette particularité par la possibilité que, pour les pendages moyens de SH, la fracturation (formation de dièdres) ait été remplacée par un rejeu cisaillant de SH. Une configuration susceptible de conduire à un tel phénomène est représentée sur la Fig. 4B. On note que le rejeu cisaillant intervient bien pour des valeurs intermédiaires de α (α1<α<α2). Il suffit en définitive que, dans le plan de Mohr, la courbe intrinsèque correspondant à SH se situe suffisamment en dessous de celle correspondant à la matrice rocheuse et/ou que et soient très inférieurs à . Cette situation remarquable est une confirmation supplémentaire de l'antériorité du pli par rapport à l'événement de déformation à l'origine des dièdres.
5 Implications géologiques
La résistance à la compression simple des roches du massif atteint en laboratoire une valeur de l'ordre de 110 MPa (pour les gneiss d'Iglière et orthogonalement à SH) [5]. En supposant que était en compression et que était purement lithostatique, on peut évaluer à 4 ou 5 km la profondeur nécessaire pour la formation des dièdres [12]. Il est assez difficile de dater la phase de déformation cassante génératrice des dièdres. Cependant, compte tenu des données récentes, qui suggèrent des vitesses de dénudation de l'ordre de depuis 3–4 Ma dans le massif de l'Argentera [3], ou plus précisément de depuis 6 Ma pour le Nord-Ouest du massif [1], cet épisode remonterait à 5 Ma au minimum, c'est-à-dire au début du Pliocène ou à la fin du Miocène. Le régime tectonique dans lequel sont apparus les dièdres peut être précisé, si l'on prend en compte un basculement global modéré vers le sud-ouest de la bordure occidentale du massif de l'Argentera [6], lors de son exhumation récente au Pliocène supérieur et au Quaternaire : il est possible que la direction de déduite de l'analyse des dièdres, qui aujourd'hui plonge de 75° vers le nord-est, ait été verticale il y a 5 Ma. Dans ces conditions, il faut envisager un régime tectonique purement extensif à cette époque, conformément à ce que suggèrent les études régionales [11]. Celles-ci montrent en effet que des failles normales avec une extension est–ouest à WNW–ESE fonctionnent à cette époque au nord-ouest du massif de l'Argentera.
Par son orientation axiale 120NW15, le pli de la Clapière se compare aisément aux plis N100–140, à faible plongement WNW, décrits dans le tégument triasique en rive droite de la Tinée, sous le décollement de la couverture. Ces plis traduisent un raccourcissement proche de N25°E [10], marqué également dans le socle de la Clapière par des bandes de cisaillement antérieures au pli et, sans doute, par les rares dièdres « compressifs » à Z N25 subhorizontal. Nous avons montré que la déformation souple, à l'origine du pli de la Clapière, est antérieure à la fracturation du massif, elle-même rapportée au début du Pliocène. Les structures compressives, dont le pli de la Clapière ferait partie, pourraient ainsi dater de l'Oligo-Miocène, période pendant laquelle se sont mises en place les nappes d'origine interne. Localisé à faible distance sous le décollement majeur qui affecte la couverture alpine du massif de l'Argentera, le pli de la Clapière lui est peut-être lié, et aurait alors valeur de mégapli d'entraı̂nement dans le socle.
6 Conclusions
En ce qui concerne la fracturation, la formation des dièdres N115–30 illustre de manière exemplaire le fait que, dans un milieu anisotrope, les relations entre directions principales des contraintes et des déformations sont complexes, et que les axes X, Y et Z peuvent être déviés de manière considérable relativement aux directions de , et [4,14]. Dans ces conditions, il convient donc d'être extrêmement prudent, lorsqu'il s'agit de reconstituer des orientations de paléocontraintes.
Nous avons montré que le pli de la Clapière est un pli tectonique formé à grande profondeur il y a plus de 5 Ma. Il ne peut donc, en aucun cas, être le stade précoce d'une instabilité de versant subactuelle aboutissant au glissement de terrain de la Clapière qui le coiffe. En revanche, il faut envisager que la structure plissée du massif a favorisé l'apparition et le développement de cette instabilité. Par ailleurs, et en conséquence d'un second événement tectonique indépendant du plissement et plus récent que lui, la fracturation du massif détermine très certainement, elle aussi, les caractéristiques de ce versant instable. Ces deux épisodes de déformation, tectoniques et non gravitaires, compte tenu de la morphologie apparue dans ce secteur au Plio-Quaternaire, sont donc, plutôt que des causes directes, des circonstances favorables au développement d'une instabilité de versant à la Clapière, d'une manière qui reste cependant à préciser. Tous ces points seront développés ultérieurement ; mais, pour aller plus loin, il conviendra de déterminer avec plus de précision les caractéristiques mécaniques des roches qui constituent le versant de la Clapière.
Remerciements
Nous tenons à remercier D. Amitrano, O. Deck, Y. Guglielmi, V. Merrien-Soukatchoff, J.-F. Stéphan et F. Wojtkowiak pour leurs remarques sur une première version de ce texte. Nous savons gré à P. Cobbold d'en avoir été rapporteur et d'avoir corrigé la version anglaise. Ce travail a été partiellement financé par le PNRN dans le cadre du projet « Comportement mécanique, hydromécanique et hydrogéochimique des mouvements de versants rocheux fracturés de grande ampleur », coordonné par Y. Guglielmi.