HIMALAYA / RECHAUFFEMENT CLIMATIQUE : Vers un cycle de glissements de terrain de grande ampleur et de longue portée dans tout l’Himalaya.

1 Introduction

Un glissement de terrain à longue portée désigne un glissement de terrain atypique caractérisé par une grande hauteur de chute, une longue distance de glissement, un volume important et une vitesse élevée. Plus précisément, la chute d’altitude de ce glissement dépasse plusieurs centaines de mètres, le coefficient de frottement équivalent H / L (H étant la chute d’altitude et L la distance de glissement horizontale) est inférieur à 0,6, le volume du glissement est supérieur à 10⁶ ^m³  , et la vitesse est généralement supérieure à 20 m/s, le plus souvent ^comprise entre 40 et 80 m/s, avec des valeurs maximales dépassant 200 m/s ( Hsu, KJ, 1975 ; Clague et al., 1987 ; Cheng et al., 2007 ; Zhang et al., 2010 ; Hungr et al., 2014 ; Yin et al., 2017 ; Zhang et al., 2022 ). Ces glissements de terrain à longue portée se produisent partout dans le monde. Ces glissements de terrain se caractérisent par une forte énergie cinétique, une fragmentation et un effet d’entraînement, qui provoquent souvent des dégâts considérables. Par exemple, en 2017, le glissement de terrain géant de Xinmo, dans le comté de Mao (province du Sichuan), présentait un volume initial d’environ 450 × ^10⁴ m³  et un volume cumulé d’environ 1 637 × 10⁴ ^m³  . ^Il a dévalé une pente de 1 200 m, parcouru 2 800 m horizontalement et enseveli le village de Xinmo, faisant plus de 90 disparus ( Fan et al., 2017 ; He et al., 2017 ; Xu et al., 2017 ; Yin et al., 2017 ). En 2019, le glissement de terrain géant de Shuicheng présentait un volume initial d’environ 70 × 10⁴ ^m³ et  un volume cumulé de 191 × 10⁴ ^m³  , avec une dénivellation de 465 m et une distance horizontale de 1 250 m. Ce glissement de terrain a également détruit 21 maisons et fait plus de 50 victimes ( ^Gao et al., 2020 ; Li et al., 2020 ; Zheng et al., 2020 ; Zhuang et al., 2020 ). En 1974, le glissement de terrain de Mayunmarca, au Pérou, a duré environ 3 minutes et a parcouru environ 8,25 km, avec un volume cumulé d’environ 10 × 10⁸ ^m³ ,  une vitesse moyenne de 36 m/s et une dénivellation d’environ 1 870 m. Le glissement de terrain a détruit le village de Mayunmarca et a tué plus de 450 personnes ( Kojan et al., 1978 ).

Le plateau tibétain est l’une des régions géologiques les plus complexes au monde. De nombreux risques géologiques s’y développent. Les glissements de terrain de grande ampleur constituent des risques typiques de cette région et ont attiré l’attention des chercheurs du monde entier. Le glissement de terrain de Yigong, survenu en 2000, est l’un des plus célèbres. Il a duré 6 minutes, parcouru environ 10 km et engendré une chute d’altitude d’environ 3 330 m ( Yin, 2000 ; Liu, 2002 ; Shang et al., 2003 ; Xu et al., 2012 ). Un barrage naturel s’est formé suite à ce glissement de terrain, mesurant 2,5 km de long, 2,5 km de large, d’une épaisseur moyenne de 60 m et d’un volume d’environ 3,0 × 10⁸ ^m³  . ^La rupture de ce barrage a provoqué une crue qui a atteint les régions les plus basses de l’Inde. Cependant, le mécanisme de déclenchement, la vitesse de glissement et le volume du glissement de terrain de Yigong font encore l’objet de controverses ( Evans et al., 2011 ; Delaney et al., 2015 ; Guo et al., 2020 ). Cet article, basé sur une revue de la littérature, des enquêtes de terrain et la télédétection, analyse et synthétise les progrès de la recherche concernant le mécanisme de déclenchement, le volume, la vitesse et la période de récurrence du glissement de terrain de grande longueur de Yigong. Ces résultats sont utiles pour l’évaluation des risques géologiques liés à ce glissement de terrain, notamment pour étudier la stabilité des massifs rocheux potentiellement dangereux dans la zone source, prédire la chaîne de risques et mettre en place des systèmes de surveillance et d’alerte précoce.

2. Contexte géologique

2.1 Topographie et structure géologique

Le glissement de terrain de Yigong se situe dans le ravin de Zhamunong, dans le canton de Yigong, district de Bomi, au sud-est du Tibet. Il fait partie du cours moyen et inférieur de la rivière Yigong Zangbo. L’altitude moyenne de la zone dépasse 4 000 m. Une vallée profonde en forme de V s’est formée, avec des pentes d’environ 40° à 60°. Ce site présente un relief typique des canyons de très haute montagne, avec des formes glaciaires telles que des calottes glaciaires, des cornes glaciaires et des crêtes morainiques. Les précipitations y sont concentrées de mai à octobre, représentant environ 78 % des précipitations annuelles. La température moyenne annuelle est d’environ 11,4 °C. Les températures hivernales sont négatives, et les écarts de température entre le jour et la nuit ainsi qu’entre les saisons sont importants.

Le ravin de Zhamunong est situé quasiment orthogonalement aux failles de Yigong-Lulang et de Jiali. L’activité tectonique y est intense et de nombreux séismes s’y sont produits par le passé. Le séisme le plus important enregistré dans la région est celui de Chayu (Ms 8,6) en 1950. La zone source du glissement de terrain dans le ravin est un massif granitique himalayen ancien. Le fond de cette zone est principalement composé de marbre, de grès et d’ardoise. Des dépôts meubles quaternaires sont largement présents dans le ravin ( Xu et al., 2012 ; Zhou et al., 2016 ).

2.2 Aperçu du glissement de terrain de Yigong en 2000

Le 9 avril 2000, un important glissement de terrain s’est produit à Yigong, au Tibet. Yin (2020) estime que le volume initial du glissement, d’environ 100 millions de mètres cubes, s’est effondré à l’arrière du ravin de Zhamunong depuis une altitude d’environ 5 520 m. Le glissement a duré environ 6 minutes, avec une chute d’altitude d’environ 3 330 m. La masse rocheuse effondrée a rapidement dévalé la pente et percuté les épais dépôts meubles de la tranchée. Il s’en est suivi un éboulement rocheux à grande vitesse, avec désagrégation et entraînement de débris. Après avoir parcouru environ 10 km, l’éboulement a bloqué la rivière Yigong Zangbo. Il a formé un barrage naturel d’environ 2,5 km de long et d’une épaisseur moyenne de 60 m, atteignant jusqu’à 100 m d’épaisseur à son point le plus épais ( Figure 1 ). et ^un volume d’environ 3 × 10⁸ ^m³  ( Yin , 2000 ; Ren et al., 2001 ). Le 10 juin 2000, les eaux du lac de barrage de Yigong ont rompu le canal de dérivation artificiel à ciel ouvert et se sont déversées en aval. Le niveau de l’eau au pont de Tongmai, situé à 17 km, a monté de 41,77 m, atteignant environ 32 m au-dessus du tablier. La crue a emporté des ponts, des routes côtières et des infrastructures de communication. Elle a également provoqué des effondrements et des glissements de terrain. Les inondations se sont propagées jusqu’en Inde, engendrant des pertes économiques se chiffrant en centaines de millions de livres sterling ( Xu et al., 2012 ; Delaney et al., 2015 ; Xia, 2018 ).

3. Méthodes et données

3.1 Méthodes de calcul de volume basées sur la télédétection et les SIG

La zone source du glissement de terrain de grande ampleur de Yigong se situe sur une très haute montagne, à environ 5 520 m d’altitude. La dénivellation entre le sommet de cette zone et la rivière Yigong Zangbo est d’environ 3 330 m. De ce fait, la zone source du glissement est inaccessible à l’homme. Par ailleurs, le glissement de terrain de l’an 2000 s’est produit rapidement, et le barrage et les dépôts formés sont instables. En conséquence, les techniques topographiques conventionnelles ne permettent pas d’atteindre la zone source pour mesurer sa superficie et son volume. Il est donc nécessaire d’utiliser des méthodes techniques appropriées pour calculer le volume initial du glissement et le volume final des dépôts. Grâce au développement de la télédétection aéroportée et des systèmes d’information géographique (SIG), la résolution et la précision des images satellitaires se sont considérablement améliorées. Il est désormais possible d’étudier l’évolution et la distribution de ce glissement de terrain de grande ampleur à partir de données satellitaires, et ainsi de fournir des données et un appui précieux pour l’étude des mécanismes et des phénomènes à l’origine de ce glissement. Avant et après le glissement de terrain de grande ampleur survenu à Yigong en 2000, les satellites Landsat 5, 7 et d’autres satellites lancés par la NASA (National Aeronautics and Space Administration) ont acquis des images de télédétection à haute résolution de la zone touchée. La mission SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) a permis d’obtenir un modèle numérique d’élévation.

Dans cette étude, nous avons collecté l’image Landsat 5 acquise le 5 janvier 2000, date précédant le glissement de terrain de Yigong, l’image Landsat 7 acquise le 4 mai 2000, date suivant le glissement de terrain de Yigong, ainsi que le MNT de la NASA acquis entre le 11 et le 22 février 2000 et le MNT AW3D30 acquis entre janvier 2006 et mai 2011. À l’aide de la technologie d’analyse spatiale ArcGIS, nous avons calculé certains paramètres du glissement de terrain de longue portée de Yigong, tels que la superficie et le volume de la zone de formation et de dépôt.

3.2 Méthodes d’analyse de l’écoulement des glissements de terrain

L’étude du processus de glissement du glissement de terrain de longue portée de Yigong est réalisée à l’aide de Massflow, un logiciel de mécanique des fluides. Ce logiciel repose sur l’algorithme aux différences finies MacCormack-TVD, qui permet de simuler efficacement l’évolution dynamique des glissements de terrain, des coulées de débris et le processus de déplacement des glissements de terrain de longue portée caractérisés par une migration à grande échelle et à long terme, une vitesse élevée et une forte mobilité ( Ouyang et al., 2017 ; Ouyang et al., 2019 ; Yin et al., 2020 ; Li, 2021 ).

Le modèle de frottement de Coulomb est utilisé dans la zone source de glissement, où la contrainte de cisaillement inférieure τ _b suit le critère de rupture de Coulomb ( Eq. 1 ).

où ρ est la densité en kg • m ⁻³ ; h est la hauteur du fluide en m ; c est la cohésion en kPa ; et φ est l’angle de frottement interne en °.

La simulation du mouvement a utilisé le modèle de Voellmy, comme dans l’équation 2 .

où μ est le coefficient de frottement, ξ le coefficient de turbulence, g l’accélération de la pesanteur en m/s² ^et V la vitesse moyenne de la masse du glissement de terrain en m/s. L’effet de raclage est représenté par le taux d’érosion E du matériau de base, et la formule de calcul de ce taux E est donnée par l’équation 3 .

où h est l’épaisseur du corps glissant en m, u est la vitesse de déplacement du corps glissant dans la direction x en m/s, v est la vitesse de déplacement du corps glissant dans la direction y en m/s, α est le taux de croissance moyen de l’érosion le long du canal, et la formule de calcul est présentée dans l’équation 4 .

où V _f est le volume final du glissement de terrain en m ³ , V ₀ est le volume initial du glissement de terrain en m ³ , et S est la distance d’érosion moyenne en m.

En saisissant les paramètres d’inversion dans le modèle de simulation, tels que le coefficient de frottement effectif, le coefficient de pression interstitielle et la force de cohésion, les paramètres de la vitesse de glissement, du processus d’évolution de l’épaisseur d’accumulation, de la distance de glissement maximale, de l’épaisseur d’accumulation maximale et de la portée d’accumulation du glissement de terrain à longue portée de Yigong sont calculés et déterminés, puis l’ensemble du processus de mouvement du glissement de terrain à longue portée de Yigong est analysé par étapes.

3.3 Paramètres de simulation

La sélection des paramètres a été réalisée par inversion itérative. Les données de référence pour l’inversion incluent la distance de déplacement, la vitesse, la quantité de matériaux entraînés, la position de l’entraînement et les caractéristiques de la zone de dépôt du glissement de terrain de Yigong en 2000. La simulation s’appuie également sur des résultats publiés ( Liu et al., 2017 ; Dai et al., 2019 ; Zhuang et al., 2020 ). La zone source du glissement a été modélisée par le modèle de Coulomb, tandis que les zones de déplacement rapide et d’entraînement, ainsi que la zone de dépôt, ont été modélisées par le modèle de Voellmy. Les paramètres ont été ajustés en fonction des caractéristiques des différentes zones ( Tableau 1 ). Enfin, les résultats de la simulation concordent bien avec ceux du glissement de terrain de Yigong de 2000.

4. Caractéristiques géologiques et d’ingénierie du glissement de terrain de Yigong

4.1 Caractéristiques de la distribution spatiale

Yin et al. (2000) ont divisé le glissement de terrain de Yigong en quatre zones à partir d’une étude de terrain : la zone de glissement et d’effondrement, la zone de débris rocheux, la zone d’écoulement mixte et de vagues, et la zone d’accumulation par projection. Huang (2004) et Xu et al. (2007) ont divisé le glissement de terrain en trois zones : la zone d’effondrement, la zone de glissement et la zone de dépôt, en fonction des caractéristiques du mouvement et de l’accumulation des matériaux dans les différentes parties du glissement pendant l’événement. De plus, la zone de glissement est subdivisée en zone de glissement instantané à grande vitesse et zone de circulation d’écoulements rocheux et de débris à grande vitesse. La zone de dépôt est subdivisée en zone de dépôt de blocs rocheux, zone de débris, zone de dépôt de sable et de poussière, zone de dépôt de débris entraînés et zone d’influence des ondes aériennes. Dai et al. (2019) et Zhuang et al. (2020) ont divisé le glissement de terrain en zone source, zone d’entraînement et zone de dépôt, à partir d’images de télédétection prises avant et après le glissement de terrain et d’une étude de terrain. Liu et al. (2020) ont divisé le glissement de terrain en zone source, zone de projection, zone d’entraînement et zone de circulation et de dépôt.

Cet article suggère de diviser le glissement de terrain en trois zones ( Figure 2 ), la zone source du glissement (I), la zone de mouvement rapide et d’entraînement (II) et la zone de dépôt (III).

4.1.1 La zone source de la diapositive (I)

La zone source du glissement de terrain de Yigong se situe dans la partie aval du ravin de Zhamunong, à une altitude variant approximativement entre 4 400 et 5 300 m et sur une longueur horizontale projetée de 1 390 m. Cette zone est recouverte de glace et de neige toute l’année. Soumise aux séismes, à la structure du terrain et aux changements climatiques, elle subit une forte alternance d’humidité et de gel-dégel. Des diaclases et des fissures se développent dans le substratum rocheux affleurant, et la structure du massif rocheux est fracturée. Le massif rocheux de la zone source est contrôlé par trois groupes de diaclases, orientées à 203∠34°, 94∠57° et 211∠86°. Les diaclases à faible pendage déterminent la formation de la surface de glissement, tandis que celles à fort pendage favorisent la formation de fissures de traction en bordure de glissement ( Li et al., 2018 ). Le corps du glissement de terrain est en forme de coin, sa partie inférieure étant étroite et sa partie supérieure large. La dénivellation variait de 0 à 318 m, avec une épaisseur moyenne de 98,8 m et un volume d’environ 9 225 × 10⁴ ^m³  ( figure 3 ⁾ . Les profondes rainures en V laissées par l’effondrement sont encore visibles. Sous l’effet de la structure du massif rocheux, des séismes de faible et moyenne magnitude et du changement climatique, le flanc de la pente s’effondrera de nouveau à l’avenir.

4.1.2 La zone de mouvement rapide et d’entraînement (II)

La zone (II) se situe dans la partie supérieure du ravin de Zhamunong, à une altitude variant approximativement de 2 900 à 4 400 m et avec des pentes d’environ 16° à 27°. Cette zone, de forme allongée et étroite, présente des dépôts d’effondrement de part et d’autre ainsi que des dépôts meubles quaternaires. Après le glissement de terrain, le substratum rocheux a été mis à nu de chaque côté, et des stries sont visibles, témoignant d’un fort effet d’entraînement. La simulation montre également que la vitesse du glissement de terrain dans cette zone atteint son maximum, soit 95 m/s ( figure 4 ). La profondeur d’entraînement maximale est d’environ 130 m dans la partie moyenne et supérieure du ravin de Zhamunong ( figure 5 ). L’énergie potentielle gravitationnelle accumulée en altitude par le corps en mouvement dans cette zone se transforme rapidement en une importante énergie cinétique. Sous l’effet de la différence de vitesse et des collisions, le corps en mouvement se désintègre. Finalement, l’effondrement se transforme en avalanche rocheuse.

4.1.3 La zone de dépôt (III)

La zone de dépôt (III) se situe dans les parties moyenne et inférieure du ravin de Zhamunong, relié à la rivière Yigong Zangbo, à une altitude variant approximativement de 2 200 à 2 900 m et avec des pentes moyennes d’environ 5° à 7°. En raison des changements de terrain, passant d’un passage étroit et escarpé à un passage doux et ouvert, l’avalanche rocheuse a ralenti et s’est déposée à cet endroit, formant un cône de déjection. Cette avalanche a également bloqué la rivière, formant un barrage d’une épaisseur moyenne de 60 m et d’une épaisseur maximale d’environ 108 m. Le barrage mesurait environ 3 227 m de long, 1 120 m de large et couvrait une superficie de 3,34 km² ^dans cette zone ( figure 5 ). Par ailleurs, un glissement de terrain s’étant produit en 1900, les dépôts de l’éboulement de 2000 se sont superposés à ceux de 1900.

4.2 Volume du glissement de terrain

4.2.1 Le volume initial du glissement de terrain

De nombreux chercheurs ont étudié le volume initial du glissement de terrain. Yin (2000) estimait que des centaines de millions de mètres carrés de la masse ^rocheuse saturée étaient instables. Xue et al. (2000) ont évalué le volume d’environ 1 × 10⁷ ^m³  de la masse rocheuse effondrée dans la zone source. Liu (2002) a montré qu’avant l’effondrement, la zone source du glissement de terrain était angulaire et pointue, que les pentes de la masse rocheuse atteignaient 50° à 70° et que des sillons en V s’étaient formés après le glissement. Il a estimé le volume initial du glissement de terrain à environ 3 × 10⁷ ^m³  . ^Shang et al. (2003) , Yin et al. (2012) , Zhou et al. (2016) et Zhuang et al. (2020) ont considéré que la masse rocheuse saturée en forme de coin, d’environ 1 × 10⁸ m³ ^dans  la zone source ^, était instable. Wang (2006) a combiné l’analyse comparative d’images de télédétection avant et après le glissement de terrain du 9 avril 2000 afin de déterminer la position du bloc avant le glissement et la structure polygonale irrégulière, dont les largeurs supérieure et inférieure sont définies. La superficie projetée de la zone de glissement est d’environ 0,691 km² ^. L’analyse du MNT et la comparaison d’images montrent que la dénivellation de la zone source du glissement se situe entre 0 et 318 m, et que le volume initial du glissement de terrain est de 9,118 × 10⁷ ^m³  . ^Evans et al. (2011) ont jugé ce volume de 9,118 × ^10⁷  m³ peu réaliste. Ils estiment que le volume initial du glissement de terrain est d’environ 7,5 × 10⁷ ^m³ , et que le volume après fragmentation ^et expansion est  d’ environ 9 × 10⁷ ^m³  . ^Xu et al . (2012) ont constaté que le volume initial du glissement de terrain est de 9 × 10 ⁷  m ³ . Delaney et al. (2015) , grâce à l’analyse des données du modèle numérique d’élévation (MNE) et à la comparaison d’images Landsat-7, ont estimé que le volume initial du glissement de terrain de 9,1 × 10 ⁷  m ³ était plus crédible, et que le volume du glissement de terrain après l’expansion par fragmentation était environ 1,2 fois le volume initial ( Tableau 2 ; Figure 6 ).

Les images Landsat des 5 janvier et 4 mai 2000 permettent de délimiter la zone source du glissement de terrain et d’estimer sa superficie à environ 7 × 10⁵ ^m²  ( figures 3A et 3B ). Les données MNT antérieures au glissement de terrain de Yigong en 2000 étaient manquantes dans la zone source ; elles ont ^donc été complétées par interpolation du MNT post-glissement. Ainsi, les données topographiques avant et après le glissement ont pu être reconstituées dans la zone source ( figures 3C et 3D ) grâce aux investigations de terrain et à l’interprétation des données de télédétection. Dans cette étude, le modèle AW3D30 est utilisé comme données originales pour la restauration du terrain. Enfin, les différences topographiques avant et après le glissement de terrain montrent que l’altitude de la zone source diminue de 0 à 318 m ( figure 3E ), que son épaisseur moyenne est de 98,8 m et que son volume initial est d’environ 9 225 × ^10⁴  m³ ^.

4.2.2 Le volume final de dépôt

Le corps de dépôt du glissement de terrain a traversé et barré la rivière Yigong Zangbo, formant une zone de dépôt située entre 2 200 et 2 900 m d’altitude environ et d’une superficie d’environ 5 km² ^. Yin (2000) , Liu (2000) , Zhou et al. (2000) , Liu et al. (2001) et Huang et al. (2004) ont conclu que le volume de dépôt du glissement de terrain de Yigong était d’environ 2,8 à 3,0 × ^10⁸ m³ ^. Zhou et al . (2016) , Chai et al. (2001) , Wang et al. (2002) , Shang et al. (2003) , Xu et al . (2012) et Zhuang et al. (2020) ont estimé ce volume à environ 3 × 10⁸ ^m³  . ^Ren et al. En 2001, une ^étude a établi que le volume de dépôt dépassait 3,8 × 10⁸ ^m³  , d’après une comparaison des données de mesures GPS portables et des images de télédétection prises avant et après le glissement de terrain. Après analyse MNT, ^Evans et al. (2011) ont montré que le volume d’entraînement du glissement de terrain de Yigong était de 1,5 × 10⁷ ^m³  et le volume de dépôt de 1,05 × 10⁸ ^m³  . Wang (2008) a comparé la zone source du glissement, la zone de migration et la zone de dépôt et a conclu que le volume de dépôt de 3 × 10⁸ ^m³  était invraisemblable ^{, car les zones d’eau boueuse et de forte projection d’air n’avaient pas été distinguées. Un volume de dépôt de 9,11 × 10⁷}  m³ a été jugé plus plausible ^. Les données du MNT SRTM-3 et les images Landsat-7 ont permis de calculer le volume final de dépôt du glissement de terrain de Yigong, estimé à 1,15 × 10⁸ ^m³ (  Delaney et al., 2015 ). Ekström et al. (2013) ont évalué la masse totale du glissement de terrain de Yigong à 4,4 × ^10¹¹  kg. En considérant une densité moyenne de la masse rocheuse de 2 630 kg/m³ ^, le volume final de dépôt a été calculé à environ 1,67 × 10⁸ ^m³  . Liu et al. (2018) ^ont utilisé des données numériques de terrain de 1971 à 2003 pour reconstituer la surface de glissement initiale et ont calculé un volume final de dépôt d’environ 1,29 × 10⁸ ^m³ (  tableau 3 ; figure 7 ).

Yin (2000) estimait l’épaisseur moyenne des dépôts à 60 m, avec des pics à 100 m, pour une superficie de 5 km² ^. Zhou et al. (2016) ont montré que l’épaisseur de la partie distale de la zone sédimentaire était d’environ 4 à 10 m, celle de la partie médiane d’environ 35 à 65 m, et celle de la partie proximale d’environ 50 à 80 m. À partir de l’interprétation des données de télédétection, cette étude a calculé que la zone de dépôt du glissement de terrain couvrait une superficie d’environ 5,1 ^km² .

Si la surface est calculée selon l’épaisseur moyenne du dépôt de glissement de terrain obtenue par Yin (2000) lors de l’étude de terrain, le volume final de dépôt est d’environ 3,06 × 10⁸ ^m³  . Si la surface est calculée selon l’épaisseur moyenne de la partie distale du glissement, la surface est d’environ 0,5 km² ^, avec une épaisseur moyenne de 50 m au centre, la surface est d’environ 1,5 km² ^, et avec une épaisseur moyenne de 65 m à l’extrémité distale, la surface est d’environ 3,2 km² ^, le volume final de dépôt étant d’environ 2,81 × ^10⁸  m³ ^.

Par conséquent, sur la base de l’analyse de la littérature, de l’interprétation des images avant et après le glissement de terrain, et du calcul et de l’analyse du MNT, cet article estime que le volume initial du glissement de terrain de Yigong en 2000 est d’environ 9,225 × 10 ⁷  m ³ , et que le volume final de dépôt du glissement de terrain de Yigong en 2000 est d’environ 2,81∼3,06 × 10 ⁸  m ³ .

5. Mécanisme d’initiation et vitesse de glissement du glissement de terrain de Yigong

5.1 Vitesse de glissement du glissement de terrain de Yigong

La vitesse des glissements de terrain est classée par l’équipe d’étude des glissements de terrain de la Fédération internationale des géosciences (FIGS), et la limite inférieure de vitesse pour les glissements extrêmement rapides est de 5 m/s ( Groupe de travail sur les glissements de terrain de l’Union internationale des sciences géologiques, 1995 ). La vitesse du glissement de terrain de Yigong a largement dépassé cette valeur. La topographie et la géomorphologie sont des facteurs importants qui influencent la vitesse des glissements de terrain. La forte dénivellation du ravin de Zhamunong confère une énergie potentielle gravitationnelle élevée au corps du glissement. Du fait de cette énergie cinétique plus élevée lors de l’effondrement, les glissements de terrain atteignent une vitesse incroyable. Cette énergie cinétique élevée diminue progressivement sous l’effet de l’entraînement, du frottement et de la faible pente du terrain, et le mouvement rapide se transforme en un dépôt ralenti.

Dans cette étude, le glissement de terrain de Yigong de 2000 a été simulé à l’aide du logiciel Massflow ( figures 4 et 5 ). Les résultats montrent que la vitesse maximale du glissement est de 95 m/s, la vitesse d’effondrement d’environ 48 m/s, la vitesse moyenne du glissement d’environ 45 m/s et la vitesse moyenne des débris rocheux d’environ 37 m/s. La zone d’entraînement maximale se situe dans la partie moyenne et supérieure du ravin de Zhamunong et correspond également à la zone de plus grande vitesse de déplacement. L’épaisseur maximale de cette zone d’entraînement est d’environ 130 m.

De nombreux chercheurs ont étudié la vitesse du glissement de terrain de Yigong par le biais d’enquêtes de terrain, de calculs de courbes d’ondes sismiques et de simulations numériques ( tableau 4 ). Les statistiques montrent que la vitesse maximale du glissement de terrain de Yigong lors de l’effondrement dans la zone source est de 90 m/s. La vitesse varie entre 16 et 37 m/s au sein des débris rocheux. La vitesse maximale pendant le glissement de terrain se situe généralement dans la partie supérieure de la zone de mouvement rapide et d’entraînement, avec une amplitude de 44 à 138 m/s. La vitesse moyenne sur l’ensemble du glissement de terrain est de 15,6 à 45 m/s.

La vitesse de glissement de terrain, calculée à partir de la courbe d’onde sismique, est obtenue par l’analyse des crêtes des ondes à la surface de la roche ou des vibrations d’impact des débris rocheux. Il est donc crucial de segmenter précisément les crêtes des ondes lors de la phase de glissement et de déterminer avec exactitude le point d’impact. Les résultats de simulation, fortement influencés par la précision du modèle et de la méthode utilisée, présentent des variations importantes. Une distribution plus précise des caractéristiques de vitesse nécessite des investigations de terrain, des expérimentations, des simulations numériques de haute précision et la recherche de méthodes plus performantes.

5.2 Analyse du mécanisme de déclenchement du glissement de terrain de Yigong

Selon le résumé du mécanisme d’initiation de la rupture du glissement de terrain de Yigong, les opinions des chercheurs sont les suivantes : ① le changement climatique conduit à l’avalanche de roches, ② les tremblements de terre induisent l’avalanche de roches, ③ les failles actives contrôlent l’avalanche de roches et ④ les processus géologiques endogènes et exogènes provoquent l’avalanche de roches.

5.2.1 Le changement climatique provoque des avalanches rocheuses

Le plateau tibétain est le « troisième pôle » de la Terre et constitue une zone critique, sensible et à l’origine des réponses globales au changement climatique. Les données de température et les prévisions des modèles climatiques entre 1970 et 2000 montrent que le plateau tibétain continuera de se réchauffer ( Yao et al., 1994 , 2000 ; Wang et al., 1996 ; Li et al., 2006 ; Hao et al., 2013 ; Li et al., 2021 ). La remontée de la limite des neiges éternelles et la fonte des neiges et des glaces accroîtront la probabilité de risques géologiques, tels que les effondrements, les glissements de terrain et les coulées de débris, et favoriseront l’extension et la transformation de la chaîne des risques géologiques ( Shang et al., 2003 ; McGuire et al., 2010 ; Cui et al., 2014 ). Le glissement de terrain de Yigong, survenu en 2000, est lié au changement climatique. Guo (2015) a combiné des images de télédétection, des données météorologiques et des données du spectromètre imageur à résolution moyenne (MODIS) pour analyser l’amplitude de la fonte des glaces et de la neige, la température de l’air et la température du sol. Il a conclu que la température de l’air avait dépassé 0 °C un mois avant le glissement de terrain de Yigong. Deux semaines avant le glissement, le centre du corps du glissement a facilement absorbé la chaleur en raison de la fragmentation de la masse rocheuse. Ce phénomène endothermique a entraîné une température de 2 à 8 °C supérieure à celle des pixels environnants au niveau du corps du glissement. La zone source du glissement présentait un centre de température élevée. Lorsque la température du sol a atteint 5 °C le 28 mars, la zone environnante a commencé à dégeler. Zhou et al. (2016) ont comparé les températures dans la région de Yigong du 1er mars au 4 mai 1998, 1999 et 2000 ( figure 8 ) et ont conclu qu’il n’y avait pas de différence significative dans les variations de température au cours de ces trois années. Cependant, la hausse des températures du 1er avril 2000 a probablement contribué au glissement de terrain. En effet, la fonte des neiges, consécutive à cette hausse, a entraîné des précipitations continues de 50 mm dans la région du 1er au 9 avril 2000, soit 50 à 90 % de plus que la moyenne observée sur la même période. L’eau s’est infiltrée dans les joints et les fissures de la roche de la zone source. Cela a entraîné une augmentation de la pression de l’eau interstitielle et un affaiblissement de la surface structurale de la masse rocheuse, ce qui a finalement induit l’instabilité du corps en forme de coin ( Liu, 2000 ; Wan, 2000 ; Yin, 2000 ; Zhou et al., 2000 ; Liu et al., 2001 ; Ren et al., 2001 ; Shang et al., 2003 ; Huang, 2004 ; Xu et al., 2007 ; Xu et al., 2012 ; Zhang et al., 2013 ).

5.2.2 Les failles actives contrôlent les avalanches rocheuses

Des failles se développent dans le ravin de Zhamunong ( Figure 4 ). Une vaste zone est affectée par la faille de Jiali. Les phénomènes de fluage et de glissement intermittent de ces failles déterminent la topographie, la structure du massif rocheux et le champ de contraintes des pentes de cette vaste région. Par conséquent, les risques géologiques y sont extrêmement développés ( Zhang et al., 2016 ). Par exemple, la faille de Xianshuihe, dans l’ouest du Sichuan, exerce une influence considérable sur les risques géologiques. Environ 67,5 % de ces risques se développent à moins de 1,5 km de la zone de faille. Les directions de glissement des terrains sont majoritairement perpendiculaires à la direction de la faille ( Guo et al., 2015 ). Le ravin de Zhamunong est fortement influencé par la faille de Danen-Zep et la faille secondaire de Dade-Aniza ( Figure 9 ). La structure du massif rocheux à proximité de la faille est fracturée et ce dernier est facilement instable sous l’effet de processus géologiques exogènes ( Lu et al.) . Liu et al. ( 2000) ont analysé en détail l’influence du climat, de la topographie et de la structure géologique sur le glissement de terrain de Yigong et ont conclu que la structure géologique était un facteur déterminant dans sa formation. Ils ont également établi que le ravin de Zhamunong présentait un terrain concave sous l’influence des failles d’Azha-Yigong et de Shencuo Jiuzila-Langxiama. Les mouvements tectoniques ont engendré la formation de zones denses de diaclases et de fissures. Ces zones, sous l’effet de l’altération, ont produit de nombreux dépôts d’effondrement. Une fois l’état d’équilibre limite atteint, des glissements de terrain de grande ampleur se seraient produits.

5.2.3 Les séismes provoquent des avalanches rocheuses

Les séismes constituent un facteur important de risques géologiques. Par exemple, le séisme de Wenchuan (Ms 8,0) en 2008 a provoqué plus de 15 000 glissements de terrain, effondrements et coulées de débris. Après le séisme, plus de 10 000 zones à risque géologique ont été créées ( Yin, 2008 ). Le séisme de Ludian (Ms 6,5) en 2014 a quant à lui déclenché environ 10 559 glissements de terrain ( Wu, 2018 ).

Le glissement de terrain de Yigong se situe dans la zone de jonction tectonique de l’Himalaya oriental. Cette zone se trouve à la limite de la plaque indienne subductée sous la plaque asiatique-européenne. Une activité sismique fréquente y règne, favorisant le développement de pentes abruptes et quasi verticales. Le canyon alpin en forme de V amplifie les ondes sismiques et intensifie les risques sismiques ( Quan et al., 2021 ). Statistiquement, plus de 200 séismes se sont produits dans la région du glissement de terrain de Yigong entre 1900 et 2020, parmi lesquels des séismes de faible et moyenne magnitude (Ms 4,0 à 5,0). Il est à noter que la plupart des séismes se concentrent dans un rayon de 35 km au nord-ouest du ravin de Zhamunong, et que plus d’une centaine d’entre eux pourraient affecter ce ravin ( Figure 9 ). La plupart de ces séismes sont de faible et moyenne magnitude ( Shao, 2009 ; Li et al., 2018 ). Des séismes fréquents de faible et moyenne magnitude augmenteraient la fragilité de la masse rocheuse et deviendraient le facteur déclenchant son instabilité.

Li et al. (2018) ont analysé les données sismiques, de température et de précipitations des deux premiers mois suivant le glissement de terrain. Le massif granitique de la zone source, soumis à une action prolongée, était en état d’équilibre précaire et endommagé. Finalement, sous l’effet du séisme de magnitude 4,8 survenu dans la région de Nyingchi le 9 avril à 8 h 00 min 09 s, à 13 km du ravin de Zhamunong, le glissement de terrain de Yigong s’est produit à 8 h 00 min 11 s 95 s. L’analyse de l’accélération sismique et l’analyse spatio-temporelle couplée du glissement de terrain de Yigong suggèrent que le séisme était probablement le facteur déterminant de ce glissement.

5.2.4 Les processus géologiques endogènes et exogènes provoquent des avalanches rocheuses

Les processus géologiques endogènes, tels que les séismes, le soulèvement crustal et l’activité des failles, et les processus géologiques exogènes, tels que l’altération, l’érosion, le transport et la sédimentation, provoquent une libération de contraintes ou des dommages structuraux. Ces deux types de processus affectent directement ou indirectement la formation des glissements de terrain ( Wang, 2002 ; Li et al., 2008 ). Lv JL et al. (2003) ont émis l’hypothèse que la structure du massif rocheux était extrêmement fragmentée en raison de l’érosion linéaire et de l’alternance de gel et de dégel dans la zone du ravin de Zhamunong. L’activité des failles et les séismes ont aggravé l’affaiblissement de la structure et l’accumulation de matériaux de glissement. L’accumulation importante de glace et de neige dans la zone source a augmenté le poids du versant. Sous l’effet des variations climatiques saisonnières, la fonte des glaces et de la neige a entraîné l’infiltration d’eau dans le massif rocheux fracturé, ce qui a fragilisé la surface structurale et augmenté la pression interstitielle. Par conséquent, la combinaison de processus géologiques endogènes et exogènes a conduit au glissement de terrain de Yigong. Zhou et al. (2016) ont émis l’hypothèse que ce glissement de terrain résultait du couplage d’une évolution à long terme et d’effets à court terme. À long terme, l’alternance de charges de glace et de neige sur le massif rocheux, la saisonnalité et les cycles de gel-dégel solaire ont progressivement réduit les propriétés mécaniques de la roche et provoqué la confluence des joints et des fissures. À court terme, la hausse des températures précédant le glissement de terrain a accéléré la fonte des glaces et de la neige, tandis que les fortes pluies continues ont entraîné une augmentation de la pression interstitielle et une forte diminution de la résistance mécanique du massif rocheux. Wen et al. (2004) ont recensé 70 glissements de terrain de grande ampleur en Chine depuis 1900 et ont conclu à la grande complexité de leurs mécanismes à l’origine. Les conditions structurales et géologiques, la lithologie et la topographie sont autant de facteurs influençant ces glissements de terrain. Les facteurs déclencheurs des glissements de terrain à grande échelle sont généralement les précipitations, les tremblements de terre, les charges en tête de pente et la fonte des neiges.

En résumé, le mécanisme d’amorçage du glissement de terrain de Yigong peut être décrit comme suit. Il est contrôlé par des processus géologiques endogènes et exogènes et déclenché par des effets à court terme, tels que les variations climatiques saisonnières, les fortes précipitations et les séismes importants, durant le processus de fluage à long terme du massif rocheux. Les facteurs à long terme qui contrôlent le fluage des massifs rocheux sont les suivants : ① Activité sismique. Plus de 100 séismes ont affecté la région du ravin de Zhamunong entre 1900 et 2020, principalement des séismes de faible et moyenne magnitude (Ms 4,0 à 5,0). La fréquence de ces séismes a engendré des dommages au massif rocheux. ② Effet du fluage de faille. Le taux de décrochement de la partie centrale de la zone de faille de Jiali est de 1,3 mm/an et le taux d’extrusion de 2,9 mm/an, ce qui indique un état de fluage ( Tang et al., 2010 ). Ce phénomène influence la topographie, la structure du massif rocheux et les contraintes de pente dans cette zone. ③ Cycles de gel-dégel et de mise en charge/décharge. L’altitude du bord arrière du ravin de Zhamunong dépasse 5 000 m et le ravin est soumis à un cycle de neige et de fonte depuis de nombreuses années. Ce cycle de fonte et les effets de mise en charge/décharge peuvent entraîner l’expansion continue des joints et fissures de la zone source du substratum rocheux. ④ Effet du cycle sec-humide. La situation géographique particulière du ravin de Zhamunong engendre des précipitations abondantes, ce qui intensifie le cycle sec-humide régional et fragilise continuellement la masse rocheuse. Ces quatre facteurs mentionnés ci-dessus contrôlent le fluage de la masse rocheuse à long terme. À court terme, du 1er au 9 avril 2000, la région du ravin de Zhamunong a enregistré plus de 50 mm de précipitations. La température régionale a augmenté à partir du 27 mars et a atteint, le 1er avril, sa valeur la plus élevée en trois ans ( figure 8 ). Les effets de la fonte des neiges et des précipitations ont été importants durant cette période. Durant cette période, la masse rocheuse de la zone source du glissement de terrain du ravin de Zhamunong était proche de son état d’équilibre limite. Lorsque les eaux de fonte des glaces et des neiges, ainsi que les fortes pluies continues, se sont infiltrées dans les joints et les fissures de la masse rocheuse, la résistance de sa surface a diminué et la pression interstitielle a augmenté. Finalement, la masse rocheuse a franchi cet état limite et a rompu le dispositif de retenue de la zone bloquée, provoquant le glissement de terrain de Yigong.

6. Recherches sur la chaîne de risques glissement de terrain-blocage de rivière-rupture de barrage à Yigong

Le barrage formé par le glissement de terrain de Yigong en 2000 présente une largeur de fond de 2 200 à 2 500 m, un axe d’environ 1 000 m, une superficie plane d’environ 2,5 km² ^et une capacité de stockage maximale de 288 × 10⁸ ^m³  ( Yin et al., 2000 ). Certains chercheurs estiment cette capacité à 201,5 × 10⁸ ^m³  ( Delaney et al., 2015). Suite à l’obstruction de la rivière Yigong Zangbo, le projet de creusement ^d’ un canal de drainage a été mis en œuvre afin de draguer la rivière. Les travaux ont débuté le 3 mai 2000 et se sont achevés le 4 juin. Le canal, de section trapézoïdale, mesure 30 m de large au fond, 20 m de profondeur et 600 à 1 000 m de long. Le canal a commencé à se vider le 8 juin, le barrage a commencé à s’effondrer à 20h00 le 10 juin et est revenu à son état initial à 19h00 le 11 juin. Lors de cette vidange, le débit maximal instantané a été atteint à 2h00 le 11 juin, et le niveau de l’eau en aval du barrage a monté d’au moins 48,2 m. Le débit au niveau du pont de Tongmai, en aval, a atteint 12 × 10⁴ ^m³  / ^s , et le niveau de la rivière était d’environ 41,77 m, soit 32 m au-dessus du tablier du pont. Le 12 juin, environ 30 × 10⁸ ^m³  d’ eau du réservoir du lac Yigong ont été entièrement vidés ( ^Lu et al., 2000 ; Shang et al., 2003 ). Les crues soudaines ont emporté des ponts et des routes et engendré des risques secondaires, causant d’importants dégâts dans les zones en aval.

6.1 Volume du lac de barrage créé par le glissement de terrain de Yigong

Actuellement, le lac de barrage formé par le glissement de terrain de Yigong et le blocage de la rivière est généralement estimé à un volume d’environ 30 × 10⁸ ^m³ (  Lu et al., 2000 ; Yin et al., 2000 ; Shang et al., 2003 ). La superficie et le volume de ce lac ont continué de croître après le blocage de la rivière. L’ampleur de cette expansion est étroitement liée aux facteurs climatiques et au débit en amont. Cet article examine le volume du lac de barrage obtenu par des méthodes telles que les données mesurées et les données d’un modèle numérique d’élévation (MNE) ( Tableau 5 ). Par ailleurs, certains chercheurs ont utilisé des simulations numériques, des formules empiriques et d’autres méthodes pour analyser le volume du lac de barrage de Yigong, le débit de crue et son impact sur le débit en aval et l’érosion fluviale ( Lu et al., 2000 ; Yin et al., 2000 ; Shang et al., 2003 ; Zhuang et al., 2021 ). Par comparaison ( figure 10 ), la tendance de la superficie et du volume du lac de barrage calculés à partir des données du MNT est similaire, mais un certain écart subsiste avec les résultats mesurés. De plus, des différences existent également dans les estimations de la superficie et du volume d’eau au moment de la rupture. Wang et al. (2002) , Lv JT et al. (2003) et Wang et al. (2005) ont déterminé que l’altitude de la surface de l’eau, la superficie et le volume au moment de la rupture étaient respectivement de 2 244 m, 52,855 km² et 23,29 × 10⁸ m³. ^Delaney et ^al  . ⁽ 2015) ont estimé ces valeurs à 2 265 m, 48,926 km² ^et 20,15 × ^10⁸  m³ ^, respectivement. On estime actuellement que le volume du lac de barrage formé par le glissement de terrain de Yigong était d’environ 20 à 30 × ^10⁸ m³  avant la rupture. Un calcul précis de ce volume nécessitera de combiner les données de terrain et cartographiques avec des images de télédétection historiques de haute précision, et de corriger les valeurs d’altitude interprétées à partir de ces images.

6.2 Mécanisme de rupture du barrage de Yigong

Lu et al. (2000) ont constaté que le limon sableux graveleux était principalement présent à proximité du canal de décharge, avec une forte teneur en limon et en sable fin, une structure meuble et une faible résistance à l’érosion. Liu et al. (2001) ont analysé trois aspects du mécanisme de rupture : la composition du corps du barrage, la forme du profil longitudinal du canal et le niveau d’eau dû aux précipitations continues. Premièrement, la composition du limon varie selon les sections du canal ( tableau 6 ). Le limon sableux contient des pierres concassées et des blocs. La différence de granulométrie entre ces pierres favorise la formation d’une structure meuble après l’écoulement et le dépôt. De plus, la finesse des particules de limon sableux les rend facilement érodées par l’eau, ce qui réduit la résistance globale du barrage à l’érosion. Deuxièmement, l’entrée du canal de dérivation présente une faible profondeur, une hauteur importante au milieu et une faible pente à l’extrémité aval. L’écoulement de l’eau est donc perturbé. Ce processus entraîne l’engorgement de l’entrée d’eau et l’élargissement du canal d’environ 350 m. Du milieu à l’extrémité aval du canal, la forte dénivellation provoque une augmentation de la vitesse d’écoulement. L’extrémité aval du canal s’érode vers l’amont et vers le bas, et deux de ses côtés s’affaissent vers l’intérieur. Enfin, la partie amont du lac Yigong a connu des pluies pendant plusieurs jours, du 8 au 10 juin, et le volume d’eau entrant dans le réservoir a été supérieur au volume d’eau évacué. Par conséquent, le niveau d’eau du réservoir a rapidement monté, entraînant une forte différence de hauteur d’eau et la rupture du barrage. Shang et al. (2003) ont émis l’hypothèse que les eaux de pluie et de fonte des neiges se sont déversées dans le lac de retenue. La dérivation du canal a été réalisée trop tard. De ce fait, le volume d’eau du réservoir a dépassé les prévisions initiales, provoquant une montée rapide du niveau d’eau et l’apparition de phénomènes d’érosion interne et d’infiltration. De plus, l’accumulation de sédiments meubles sur le barrage contribue également à sa rupture et aux inondations. En analysant le matériau du barrage et la courbe de classification des particules de ce matériau en 2000, Li et al. (2017)On pensait que les blocs rocheux du corps du barrage étaient non seulement mal arrondis et de granulométrie hétérogène, mais aussi riches en argile. Le matériau était donc un sol à granulométrie étalée typique, à forte teneur en argile. Ce type de barrage voit généralement sa résistance structurelle fortement diminuer avec la montée des eaux, et le risque de rupture par submersion est très élevé. La stabilité du corps du barrage est influencée par la composition et la structure du barrage, la forme de la section transversale du canal de drainage et les différences de niveau d’eau entre le cours d’eau et le lac, autant de facteurs susceptibles de provoquer des infiltrations et des effondrements par submersion. Il est donc essentiel de prendre pleinement en compte ces éléments lors du drainage.

6.3 Caractéristiques de la chaîne de risques lac de barrage-rupture de barrage

Les inondations se forment dans les zones alpines et les canyons. La complexité du terrain engendre de forts effets hydrodynamiques et des contraintes de cisaillement importantes sur le lit de la rivière. En particulier dans les canyons escarpés et les zones où les vallées fluviales se rétrécissent, les inondations peuvent emporter des blocs rocheux de plusieurs mètres de hauteur et transformer profondément la topographie ( Turzewski et al., 2019 ). Le glissement de terrain de grande ampleur de Yigong présente les caractéristiques géologiques typiques d’une chaîne de risques : effondrement – ​​glissement de terrain – coulée de débris – blocage de la rivière – rupture de barrage – inondation – aléa secondaire. La rupture du barrage et l’inondation ont des conséquences considérables et causent d’importants dégâts. Elles ont non seulement détruit des ponts, des routes et des infrastructures en aval, mais ont également induit de nombreux aléas secondaires ( Figure 11 ). Wan (2000) et Zhu et al. (2001) ont analysé et comparé des données de télédétection multi-périodes. Ils ont estimé que l’inondation provoquée par la rupture du barrage a engendré environ 25 nouveaux glissements de terrain de différentes ampleurs en aval, et que les forêts et prairies originelles ont été recouvertes par de nouvelles plages de sable. Liu et al. (2002) et Lv JL et al. (2003) ont estimé que la rupture du barrage de Yigong, consécutive à un glissement de terrain, a affecté une zone d’environ 450 km en aval du cours d’eau. L’instabilité du pied de pente, due à l’érosion par les crues, s’est produite sur des centaines de kilomètres dans la vallée. Certaines vallées fluviales, initialement en forme de V, ont pris une forme en U, avec des berges plus abruptes. De plus, certaines vallées sont devenues des zones de glissements de terrain superficiels. On dénombre au moins 15 glissements de terrain et effondrements dans la zone touchée, dont le volume varie généralement entre quelques centaines de m³ ^et plusieurs m³ ^. Grâce à l’interprétation par télédétection et à d’autres méthodes, Wang (2005) et Xu et al. (2012) ont mis en évidence le déclenchement d’environ 35 glissements de terrain superficiels, affaissements de surface et coulées de débris sur les deux rives du lit principal, 120 km en aval. La plus grande zone de coulée de débris sur le versant couvre 0,8 ^km² . Le lit de la rivière a été élargi de 2 à 10 fois, et la zone touchée s’étend sur plus de 120 km. Delaney et al. (2015) estiment que la rupture du barrage de Yigong, consécutive à un glissement de terrain, a provoqué une crue en chaîne qui a détruit au moins six ponts. La zone affectée s’étend jusqu’au Brahmapoutre, dans le nord-est de l’Inde, à 500 km en aval du lieu du glissement de terrain. Parallèlement, la station de mesure et de surveillance du niveau d’eau de Pasighat, située à 462 km, a enregistré une montée des eaux de 5,5 m ( Figure 11A).La chaîne de risques liée à la rupture d’un barrage et aux inondations a des conséquences considérables, engendrant non seulement des risques secondaires, mais endommageant aussi gravement les infrastructures situées le long de son cours. Cette étude porte sur le nombre de risques secondaires et l’étendue des inondations. Les méthodes de recherche utilisées sont principalement l’interprétation de données de télédétection et l’analyse des données des stations de surveillance.

7. Progrès des recherches sur le cycle de récurrence du glissement de terrain à longue portée de Yigong

Le cycle de récurrence des glissements de terrain désigne la répétition de glissements de terrain d’une certaine ampleur sur leur site initial, dans des conditions environnementales relativement stables. Chaque glissement de terrain présente une périodicité définie. Cette périodicité est liée à l’érosion et à l’accumulation de matériaux induites par le climat, les séismes et les cours d’eau. Shang et al. (2003) ont estimé le taux d’accumulation de matériaux du glissement de terrain de Yigong à environ 0,149 m³ ^/ an/m² ^. Lorsque les matériaux s’accumulent jusqu’à un certain seuil, un facteur déclencheur se produit. Après le glissement de terrain de Yigong en 2000, sous l’influence du climat régional, de la structure du terrain et d’autres facteurs, le ravin de Zhamunong est entré dans une nouvelle phase d’accumulation de matériaux et d’énergie. Lorsque ce seuil est dépassé, de nouveaux glissements de terrain et des blocages de cours d’eau sont très probables.

Guo et al. (2020) ont révélé, grâce à des investigations de terrain, des mesures de profils géologiques, une détermination stratigraphique fine et une datation au carbone ¹⁴ dans la zone d’accumulation du glissement de terrain de Yigong, que ce dernier présente un schéma de récurrence périodique de glissements de terrain de grande ampleur, associés à la rupture du barrage de Yigong Zangbo. Ils estiment qu’au cours des 5 500 dernières années, au moins huit glissements de terrain de grande ampleur se sont produits dans la zone source du glissement de terrain de Yigong de l’an 2000 : des glissements de terrain datant respectivement de 3500 av. J.-C., 1300 av. J.-C., 1000 av. J.-C., 600 av. J.-C., 1900 et 2000, ainsi que deux glissements de terrain survenus entre 600 av. J.-C. et 1900 pour lesquels aucune donnée de datation n’a été trouvée. Leurs résultats indiquent que la zone de glissement de terrain présente un cycle de récurrence d’environ 200 à 500 ans ( figure 12 ). Compte tenu des dépôts érodés des glissements de terrain ultérieurs et des archives incomplètes des dommages causés par ces glissements, il pourrait exister un cycle de récurrence centenaire de glissements de terrain de grande ampleur et de longue portée dans la région de Yigong.

Prenons l’exemple du glissement de terrain de Yigong : son mécanisme d’initiation est périodique et se caractérise par une érosion réciproque et une récurrence. Dans des conditions environnementales relativement stables, sous l’effet à long terme de facteurs tels que le climat, la microsismicité et le fluage des fractures, les matériaux de glissement continuent de s’accumuler et les dommages à la masse rocheuse s’intensifient. En l’absence de facteurs imprévus, un seuil critique est atteint au bout d’une certaine période. La période de récurrence de ces glissements de terrain peut généralement être déterminée par des méthodes telles que l’imagerie par télédétection ou l’analyse stratigraphique de la zone de dépôt.

8 Perspectives de recherche

8.1 Analyse de la stabilité de la zone source du glissement de terrain à longue portée de Yigong

Le risque demeure important à l’arrière du ravin de Zhamunong. Lv JL et al. (2003) estiment qu’un volume de 1 × 10⁷ ^m³  de ^matériaux meubles subsiste dans le ravin. Ce dernier est actuellement entré dans un nouveau cycle de dépôt de matière et d’énergie suite au glissement de terrain de Yigong en 2000. Grâce à l’interprétation d’images de télédétection, Zhu et al. (2015) ont constaté que le volume total de dépôts meubles et de masses rocheuses potentiellement instables dans la zone source du ravin de Zhamunong dépasse 1,6 × 10⁸ ^m³  . Sous l’effet de fortes pluies, de la fonte des glaces et de la neige, et des avalanches, un glissement de terrain de grande ^ampleur est possible. À l’aide de méthodes d’analyse géologique et de relevés de terrain, Li et al. En 2017, des ^{chercheurs ont} estimé que deux importants massifs rocheux potentiellement dangereux subsistaient à l’arrière du ravin de Zhamunong. Les volumes de BH01 et BH02 étaient respectivement de 0,94 × 10⁸ ^m³  et 0,92 × ^10⁸  m³ ( tableau 7 ; figure 13 ). L’évaluation, réalisée à l’aide de la méthode MacCormack-TVD, suggère que l’effondrement de BH01 et BH02 entraînerait l’obstruction de la rivière Yigong Zangbo. En 2020, Liu et al. ont analysé la réponse des montagnes de la région de Yigong aux ondes sismiques et utilisé le logiciel FLAC ^3D pour étudier la stabilité de ces massifs rocheux dangereux. Sous l’effet de forts séismes de proximité, ces massifs rocheux seraient instables.

Des plans structuraux se développent dans les massifs rocheux durs à extrêmement durs. Le massif rocheux situé entre les joints et les fissures est incisé obliquement et pénétré au niveau de sa partie la plus fragile, ce qui provoque le cisaillement progressif de la zone de blocage et la formation d’un glissement de terrain ( Bunkholt et al., 2012 ; Stead et al., 2013 ; Huang et al., 2015 ). La lithologie de la zone source du glissement est granitique. Les investigations de terrain et la collecte de données montrent que le massif rocheux de la zone source du glissement du ravin de Zhamunon, associé au glissement de terrain de Yigong, est influencé par trois groupes de joints dominants : NO (280 < 60, 284 < 72, 328 < 45), NE (80 < 65-80, 64 < 32, 58 < 32, 48 < 59) et SE (120 < 74, 94 < 57). Les joints orientés NO et NE ont contrôlé la formation du corps en forme de coin lors du glissement de terrain de Yigong en 2000 ( Figure 13 ). L’analyse approfondie montre que le mode de rupture du coin en 2000 était un fluage-traction-cisaillement. Li et al. (2018) ont également effectué cette analyse et ont conclu que la zone de blocage se situe dans la partie centrale. Dans un premier temps, le bord de fuite, aligné sur la pente du joint, se fracture et s’ouvre sous l’effet de la pression interstitielle, du soulèvement dû au gel et de la gravité. Ensuite, la contrainte de glissement est supportée par la zone de blocage de la surface de cisaillement ( Figure 13 ). Lorsque l’accumulation de contraintes lors du fluage dépasse la limite de résistance de cette zone, un effet d’impulsion élastique se produit ( Hu et al., 1992 ; Cheng et al., 2000 ). La zone de blocage se rompt alors brutalement et glisse à grande vitesse. Deux zones à risque potentiel subsistent : BH01 et BH02. Wang et al. En 2021, une analyse de déformation par InSAR a révélé une importante déformation dans la zone BH02. L’analyse combinée de l’InSAR et de la géologie de l’ingénieur a démontré que les massifs rocheux est de BH01, ouest et est de BH02 présentent un risque d’instabilité sous l’effet de séismes, du gel-dégel et des fortes précipitations.

En conséquence, il a été suggéré d’évaluer le danger que représente le ravin de Zhamunong et de déterminer l’ampleur, la stabilité et l’impact des catastrophes dans la zone source du glissement de terrain. Il est également nécessaire d’étudier le mécanisme d’affaiblissement de la résistance des massifs granitiques dans la région de Yigong afin de mieux comprendre ces masses rocheuses en zones alpines et de haute montagne.

8.2 Étude sur la zone d’influence de la chaîne de risques glissement de terrain-blocage de barrage-rupture de barrage de Yigong

En 2000, la chaîne de risques provoquée par le glissement de terrain de Yigong a eu un impact considérable sur une vaste zone, causant d’importants dégâts aux infrastructures, notamment aux routes et aux ponts, ainsi qu’aux populations urbaines en aval. Actuellement, le pont de Yigong Zangbo et d’autres ponts en construction se situent dans la zone inondable potentielle liée au barrage. Si un massif rocheux dangereux venait à obstruer la rivière, la chaîne de risques qui en découlerait entraînerait la destruction de routes et de ponts et l’interruption du trafic ferroviaire.

Il est donc nécessaire d’analyser et de calculer avec précision la capacité de stockage du lac Yigong, le niveau d’inondation suite à la rupture du barrage après le blocage par un glissement de terrain potentiel, ainsi que la zone d’impact de la chaîne de risques. Les méthodes couramment utilisées pour étudier cette zone comprennent principalement l’identification des signes de terrain, l’interprétation d’images de télédétection, la simulation numérique, la surveillance InSAR et les relevés des stations de surveillance. La présente recherche porte sur l’ampleur des risques secondaires induits par les inondations consécutives à la rupture du barrage.

Cependant, peu d’études se penchent sur les caractéristiques dynamiques des inondations consécutives à la rupture de barrage, les mécanismes à l’origine de ces risques et les spécificités régionales des aléas secondaires. Ces recherches pourraient contribuer à améliorer la conception et la planification des lignes ferroviaires et des ponts, à formuler des mesures de prévention et d’atténuation des risques et à réduire les risques associés.

8.3 Recherche sur la surveillance à distance et l’alerte précoce des glissements de terrain dans les zones de très haute montagne

Les glissements de terrain de grande ampleur dans les zones de très haute montagne, comme celui de Yigong, se caractérisent par leur dissimulation hors de portée visuelle, leur déclenchement en haute altitude et leur courte durée. Ils se situent généralement dans les parties moyennes et supérieures des pentes abruptes des vallées en forme de V, à plus de 4 000 m d’altitude. La zone source du glissement est généralement recouverte de glace, de neige ou de végétation. Ces glissements de terrain sont souvent négligés car leur investigation manuelle est difficile. Par conséquent, les méthodes d’investigation manuelles traditionnelles ne sont plus adaptées à la dissimulation des glissements de terrain de grande ampleur hors de portée visuelle. Xu et al. (2019) ont proposé un système intégré d’inspection air-espace-sol permettant une identification précoce efficace de ces glissements. Ils ont utilisé pour la première fois la télédétection optique et l’interférométrie radar à synthèse d’ouverture (InSAR) pour identifier et étudier les catastrophes de grande ampleur depuis une perspective macroscopique « spatiale ». Ensuite, grâce à la télédétection par laser aéroporté (LiDAR) et à la photographie par drone, une étude détaillée des principales zones à risque caché a été menée depuis le ciel. Enfin, des relevés de terrain et des méthodes de surveillance des pentes ont permis d’identifier les risques géologiques majeurs, tels que les glissements de terrain, les effondrements et les coulées de débris. Les glissements de terrain en haute montagne se caractérisent par une topographie, une géomorphologie, un contexte géologique et des mécanismes génétiques complexes. La prévention et la gestion de ces risques reposent sur des études multimodales s’appuyant sur la coordination des technologies modernes, la surveillance des personnes à risque, l’alerte précoce basée sur des indicateurs multifactoriels et la mise en place d’interventions d’urgence ( Xu, 2020 ).

9 Conclusion

Le mécanisme de formation des glissements de terrain à longue portée est très complexe. Depuis le glissement de terrain de Yigong en 2000, de nombreux chercheurs ont étudié ses caractéristiques de répartition et son mécanisme de formation. Cet article résume et analyse l’état actuel des recherches sur les glissements de terrain de Yigong, et les conclusions et interprétations suivantes en découlent.

Tout d’abord, sur la base de l’interprétation de la télédétection, des données DEM de haute précision et des enquêtes sur le terrain, il est révélé que le volume de la zone source du glissement de terrain de Yigong en 2000 est d’environ 9 225 × 10 ⁴  m ³ , et les volumes de dépôt sont d’environ 2,81∼3,06 × 10 ⁸  m ³ .

Deuxièmement, la vitesse maximale du glissement de terrain se situe dans la partie supérieure de la zone de mouvement rapide et d’entraînement. Cette vitesse maximale varie de 44 à 138 m/s, tandis que la vitesse moyenne, tout au long du processus, se situe entre 15,6 et 45 m/s. La vitesse des débris rocheux varie quant à elle de 16 à 37 m/s. Des divergences subsistent quant à la compréhension des caractéristiques de distribution de la vitesse du glissement de terrain, ce qui nécessite des études complémentaires s’appuyant sur des données topographiques à haute résolution, des investigations et analyses de terrain, ainsi que des analyses et des essais sismiques.

Troisièmement, le mécanisme d’initiation du glissement de terrain à longue portée de Yigong est contrôlé conjointement par des processus géologiques endogènes et exogènes. Le fluage à long terme du massif rocheux aggrave la survenue de ce glissement. Parmi les facteurs à long terme, on compte les séismes de faible et moyenne magnitude, les cycles de gel-dégel, les cycles d’alternance d’humidité et de sécheresse, ainsi que les cycles de chargement et de déchargement. De plus, le glissement de terrain a été déclenché par des facteurs à court terme, tels que les précipitations, la fonte des glaces et de la neige. L’analyse de ces processus sera utile pour l’étude de la stabilité et des tendances d’instabilité des massifs rocheux en régions alpines.

Quatrièmement, le glissement de terrain de Yigong présente un mécanisme d’initiation périodique caractérisé par une érosion régressive et une récurrence, sa période de récurrence pouvant atteindre plusieurs centaines d’années. Il comporte deux massifs rocheux potentiellement dangereux, d’un volume total de près de 10 millions de mètres cubes. La chaîne de risques – glissement de terrain, rupture de barrage, inondation – pourrait se reproduire.

Cinquièmement, il est suggéré de réaliser une surveillance de la déformation par InSAR, une évaluation des modèles de dommages rocheux et de la stabilité, ainsi qu’une recherche sur l’effet en chaîne des risques de glissement de terrain, de blocage de barrage et de rupture de barrage sur la masse rocheuse dangereuse du ravin de Zhamunong. ( Huang et al., 2017 ; Lin et al., 2022 ).

Déclaration de disponibilité des données

Les contributions originales présentées dans cette étude sont incluses dans l’article/le matériel supplémentaire ; pour toute question, veuillez contacter l’auteur correspondant.

Contributions des auteurs

CG et HY ont élaboré le plan d’étude et rédigé l’article. HY, ZY et RW ont mené les investigations de terrain et les simulations de glissements de terrain. HY et YY ont réalisé les figures. Toute correspondance et demande de matériel peut être adressée à HY ( yh_313@126.com ).

Financement

Cette étude a été soutenue par la Fondation nationale des sciences naturelles de Chine (n° 41877279, 41731287 et 41941017) et le projet d’étude géologique de Chine (DD20221816, DD20190319).

Remerciements

Les auteurs tiennent à remercier Peng Xin de l’Institut de géomécanique de l’Académie chinoise des sciences géologiques pour son aide lors des relevés géologiques de terrain, ainsi que les étudiants de troisième cycle Zhang, XB, Zhang, YY et Li, CH pour leur précieuse aide lors des relevés géologiques et des analyses complémentaires.

Conflit d’intérêts

Les auteurs déclarent que la recherche a été menée en l’absence de toute relation commerciale ou financière pouvant être interprétée comme un conflit d’intérêts potentiel.

Note de l’éditeur

Les opinions exprimées dans cet article n’engagent que leurs auteurs et ne reflètent pas nécessairement celles de leurs organisations affiliées, ni celles de l’éditeur, des rédacteurs ou des relecteurs. L’éditeur n’offre aucune garantie ni n’approuve aucun produit évalué dans cet article, ni aucune allégation formulée par son fabricant.

Références