Philippe BERNARD - Géologue - Géomorphologue
Expert préfectoral en risques naturels
Philippe BERNARD - Géologue - Géomorphologue
Expert préfectoral en risques naturels
GLISSEMENTS FOSSILES - PALEO-GLISSEMENTS
METHODES DE LOCALISATION CARTOGRAPHIQUE EN DOMAINE OCEANIQUE ET DE TRACAGE DE LEUR SURFACE DE RUPTURE SOUTERRAINE ENGLOBANTE
Résumé :
Cet article propose un certain nombre de méthodes (6 au total) permettant, même à un profane (mais jusqu’à un certain point) de localiser sur une simple carte topographique d’échelle adaptée (cartes IGN pour la France par exemple ou plus détaillées si possible), la présence de paléo-glissements dits aussi glissements fossiles ou « dormants ».
Il permet dans un second temps, à partir du lever de profils en travers passant par des points spécifiques choisis en fonction de ses besoins, de tracer approximativement la surface de rupture sur laquelle s’est propagé le phénomène sur la verticale de ces profils.
Les phénomènes géologiques font appel à un espace à 4 dimensions où le facteur cumulé de temps concernant de micro-déplacements, d’altération, etc… joue un rôle considérable.
Les principes énoncés ne sont donc fondés pour l’instant que sur notre expérience personnelle de nature empirique.
En fait, il semblerait que ces glissements se soient produits au début des interglaciaires dans des conditions de nappe haute et se soient stabilisés plus ou moins dans le temps en conditions inverses et après s’être étalés vers l’aval.
Pressentis dès 1981, vérifiés des dizaines de fois depuis, leur validité semble avérée dans la mesure où toutes les règles émises sont respectées.
En domaines méditerranéen et glaciaire (vallées en auge), ces principes devront être utilisés avec beaucoup de prudence.
1- GENERALITES SUR LES MOUVEMENTS DE TERRAIN PAR GLISSEMENT S.S
Les mouvements de terrain anciens, auxquels va se trouver confronté le mécanicien des sols ou des roches chargé d'en étudier les différents aspects (limites périphériques, traçage de la ligne de rupture souterraine axiale ou non, fragilité actuelle suivant la profondeur de la nappe phréatique ou des valeurs des pressions interstitielles en milieu imperméable, etc…) offrent une gamme étendue de phénomènes, davantage liée à leur domaine géographique et géologique qu’à leur date d’apparition.
Domaine géographique d’apparition :
Les paléo-glissements, parfois encore en activité occasionnelle (sans intervention évidente de l’homme), sont innombrables dans la nature dès que les paramètres valeurs de pente et hauteurs de nappe de type hydrostatique internes (dites pressions interstitielles en milieu marneux ou argileux) dépassent des seuils incompatibles avec la résistance des caractéristiques mécaniques (∅′ et c′) des matériaux qui les constituent.
Domaine géologique d’apparition :
Aucune formation géologique n’échappe à sa lente destruction par la force gravitaire, force beaucoup plus efficace et redoutable dans le façonnement du paysage et le recul des versants que tous les autres agents réunis d’origine climatique généralement évoqués et qui ne sont que des phénomènes préparatoires.
C’est ainsi que le grand éboulement de 1248 du Mont GRANIER au Sud de Chambéry a déclenché quasi instantanément la chute d’un pan de falaise calcaire rocheuse, haute de 900m et d’un volume de 500 millions de m3 qui s'est répandu plus bas sur la pente, en faisant plusieurs milliers de morts et en ensevelissant 20 km2 de terres cultivables sous un amoncellement de blocs calcaires de toutes tailles : les « Abymes de Myans ».
Photo 1 : face nord du Mont GranierOn doit distinguer parmi les mouvements de terrain :
1) les glissements au sens strict, affectant une tranche de terrain, d’épaisseur quelconque (quelques décimètres à plusieurs décamètres et peut-être hectomètres) et qui sont des mouvements de sols ou de roches, aux vitesses de déplacements variables, allant du simple fluage (=déformation très lente de vitesse quasi constante) à la rupture brutale, mais où tous les constituants restent plus ou moins en contact entre eux,
2 les éboulements, écroulements et coulées, dont le caractère soudain s'accompagne d'une vitesse telle, qu’elle conduit à un éparpillement de tous les constituants mis en mouvement,
3) les affaissements et effondrements liés aux cavités souterraines.
4) enfin les effets spécifiques aux séismes.
Seuls les glissements de type 1 sont concernés par cette étude.
Dates d’apparition :
Quel que soit le milieu géographique, la plupart des grands glissements fossiles français sont apparus à la fin des principaux épisodes glaciaires à savoir post-mindéliens, post-rissiens et bien plus fréquemment post-würmiens, le pic lors de cette dernière période étant sans doute de l’ordre de 15 000 à – 12 000 ans B.P.
1.1 - LES PALEO-GLISSEMENTS (OU GLISSEMENTS FOSSILES)
1.1.1 - Importance pratique de leur repérage en x,y,z
Elle peut se révéler fondamentale dans certains projets d’aménagement, surtout si ces projets vont à l’encontre de la stabilité de ces glissements (appelés aussi « dormants » rappelons-le). Elle peut conduire à l’extrême à la révision de ces projets et même à leur abandon définitif car ils peuvent être déterminants :
par leur rôle dans le façonnement des versants et par les risques qu'ils font courir aux réseaux ferroviaires, routiers, aux habitations et à tout bâti en général,
par les difficultés techniques d'y porter remède ou de réparer leurs effets dévastateurs,
par le coût toujours élevé des travaux confortatifs à mettre en œuvre pour les prévenir ou les restabiliser lorsqu’ils n’ont pas été perçus en amont des études.
Les glissements de terrain au sens large peuvent affecter indifféremment :
1- les versants de n’importe quelle vallée en milieu collinaire même de très faibles altitude et pente , les versants des montagnes ou les falaises du bord de mer.
2- les talus en déblai ou en remblai (digues, routes, voies ferrées) artificiellement réalisés par l'homme.
3- les ouvrages de même nature tels que murs de quai, de soutènement, de rideaux de palplanches etc…
Si les glissements des groupes 2 ou 3 sont faciles à repérer, il n’en va pas de même de ceux du groupe 1.
Parmi les centaines de milliers de glissements de terrain actuellement en « sommeil » ou en « semi-sommeil » dans notre seul pays la France, il est bien évident que seul un petit nombre fera l'objet d'investigations, d’études de recherches et a fortiori d'une confortation particulière, de tels investissements financiers pesant forcément très lourds et n'étant possibles que dans les cas où l'homme sentira que leur menace pèse sur ce qu'il a construit, sur ce qu'il va construire ou sur sa propre sécurité.
D’où la nécessité absolue de pouvoir non seulement les localiser mais de s’assurer de leur réelle dangerosité en fonction de la conjonction des valeurs de pente, des hauteurs de nappe, de l’épaisseur et des caractéristiques mécaniques résiduelles des matériaux.
Remarque importante:
Ces caractéristiques, bien plus faibles que celles des matériaux en place ou même celles du sein des matériaux glissés (caractéristiques certes affaiblies en C′ dans ce dernier cas mais parfois peu différentes en terme de ∅′ lorsque l’éboulis est peu déstructuré), s’expliquent par un lustrage et
une réorientation des particules fines ,le plus souvent argileuses et plastiques, dans le sens du déplacement.
1.1.2 - Localisation et repérage d’un glissement naturel déclaré (fossile ou actif si ses caractéristiques avoisinent le résiduel) à partir d’une carte topographique d’ échelle adaptée au phénomène
On appellera ci-après :
. paléo-glissement ou glissement fossile, un glissement plus ou moins ancien (post Plio-Villafranchien dans ce dernier cas pour la France), aujourd'hui apparemment stabilisé mais susceptible de se remettre en mouvement aux moindres changements climatiques ou sollicitation dues à l'action intempestive ou à l’ignorance de l'homme (déboisements, travaux de terrassements etc…).
Les glissements dits ‘panaméens ‘ ou listriques appartiennent à cette catégorie.
. versant, toute portion inclinée de la surface topographique limitée vers l'aval par un thalweg (ou un axe de drainage quelconque) et vers l'amont par une crête ou un interfluve. Leur profil n’est que rarement linéaire si l’on utilise un procédé de recoupement orthogonal des courbes de niveau que ce soit du haut vers le bas ou l’inverse. Dans les deux solutions, selon cette définition, les profils des versants se présentent alors, le plus souvent, comme des lignes brisées.
Si la topographie résultant d’un mouvement de terrain est souvent chaotique (au moins à court terme avant son érosion progressive), il n'en va pas de même en profondeur pour sa géométrie souterraine qui se révèle beaucoup mois heurtée et intacte, l'enveloppe des surfaces de rupture tangentant tous les mouvements élémentaires étant :
soit sensiblement de type plan et rectiligne parfois sur d'assez longues distances (et dans ce cas l'épaisseur glissée est à peu près constante).
soit de type listrique (=en forme de pelle) c’est-à-dire plutôt concave à très concave, les surfaces convexes étant limitées aux extrémités des langues en mouvement (et dans ce cas l’épaisseur glissée peut-être très importante ; cas des glissements panaméens).
Fig. 1 : surface de rupture classique de paléo-glissement. Remarquer ici l’horizontalité de la trace BCD très caractéristique des glissements semi-profonds à profonds de type panaméenSelon un profil transversal, la concavité débute en amont par un escarpement dit cicatrice ou couronne ou escarpement principal, auquel succède vers l'aval, au-delà d'un point d'inflexion, une protubérance convexe appelée bourrelet.
Fig. 2 : glissement naturel de type listrique. Terminologie parfois usitée pour désigner ses différentes parties .Document extrait du LCPC de Paris. La surface de rupture comme on le verra ci-après est ici sous-estimée au droit du bourrelet et devrait venir aboutir vers le pouce.Ce schéma est si constant que l'on s'est demandé intuitivement si une analyse méthodique des versants ou même des talus taillés par l’homme dans un passé pas si lointain (cf. fig.3) ne pouvait conduire à la localisation de chacun de ces phénomènes, même des plus anciens, et au traçage de leur surface de rupture en fonction de l’arrondi de la concavité et de ses accidents de surface.
Fig. 3 : idem mais de types ici falaise et mieux encore artificiel (déblai taillé à une pente trop raide par exemple). Le profil ABC ne sera obtenu qu’à partir du moment où les matériaux commenceront à avoisiner, avec le temps, des valeurs proches du « résiduel »2- METHODE DE LOCALISATION SPATIALE CARTOGRAPHIQUE :
2-1 : ECHELLES CONSEILLEES VIS-A-VIS DE L’ANALYSE DE LA STABILITE D’UN VERSANT :
Bien souvent, cette méthode peut être menée à partir d’un fond topographique de qualité et le plus détaillé possible, l’échelle minimale étant au moins le 1/25 000 IGN français pour des glissements épais de 3 m (ou plus) dans la mesure où l’espacement des courbes de niveau est de 5m.
Pour des glissements plus épais, l’espacement de 10m, quoiqu’imparfait, apportera des pré-informations exploitables dans un premier temps.
Pour des glissements moins épais, l’échelle à 1/1 000 est requise.
Il est impératif de ne pas distordre les échelles verticales et horizontales pour éviter de grossières erreurs.
Quatre grands principes ont été ainsi déduits de nos observations et déductions empiriques et intuitives.
On présente ci-après leur modélisation partant de la vue en plan et du profil en travers (ou en long), suivant la ligne de plus grande pente d’un versant.
2-2 : ENONCES DES PRINCIPES
Vues en plan et Profils correspondants
Fig. 4 : Principes 1 et 2
Fig. 5 : Principes 3 et 4Principe 1 :
Le versant est convexe ou en limite plan-convexe. Chaque intervalle de deux courbes de niveau décroît d’amont en aval. L’absence de glissements à l’échelle étudiée est certaine tout au moins d’âge post plio-villafranchien.
Principe 2 :
Le versant est concave. Chaque intervalle entre deux courbes de niveau successives croît d’amont en aval à partir d’une certaine altitude (ici 80 NGF) correspondant à la base de la cicatrice de glissement avant de redevenir convexe en pied (au-delà de 50 NGF). Dans ce cas, en faisant abstraction des exceptions énumérées ci-après le glissement est certain :
a) si le glissement n’a pas évolué en coulée boueuse de vitesse uniformément accélérée,
b) si le profil du versant ne résulte pas d’une abrasion sous-glaciaire ou de terrasses fluviatiles de direction obligatoirement biaise ou carrément perpendiculaire par rapport à la propagation du glissement,
Fig. 6 : Profil montagnard en auge résultant d’une abrasion sous-glaciaire .Le principe 2 n’est pas applicable en toute sécurité malgré l’abondance fréquente de glissements de moraines latérales liquéfiées lors de la débâcle fini-würmienne contenues dans les concavités 1, 2, 3 et 4 (glissements à étudier séparément selon le principe 3).
Fig. 7 : Profil de plaine présentant la succession classique de terrasses étagées ici ou emboîtées ailleurs. Si dans ce cas, la non-application du principe 2 est évidente, elle est loin de l’être partout, notamment en domaine argileux où le moindre vallon présente ce type de petits replats empâtés de dépôts en place.c) si le profil a été modifié par l’homme : carrières, travaux agricoles, excavations diverses.
PRINCIPE 3 :
Les courbes ne sont plus parallèles entre elles et leur écartement varie sans cesse. Mais quel que soit le profil EF, la courbe cumulative de ces intervalles reste sensiblement rectiligne.
Une telle topographie résulte de la juxtaposition de nombreux glissements superficiels interdépendants ou non, affectant la « peau » du versant sur moins de 3 m en général, voire quelques décimètres.
PRINCIPE 4 :
C’est une extension du principe 2 à un glissement très circonscrit et profond.
Il présente :
a) en tête un abrupt semi-circulaire de forme concave en plan,
b) plus bas, une longue zone intermédiaire, parfois subhorizontale au drainage indécis. Très souvent, un graben (= fossé d’effondrement) sépare les deux zones en séparant les eaux venues de l’abrupt de part et d’autre du replat,
c) enfin, encore plus bas, un nouvel abrupt semi-circulaire de forme convexe en plan.
Noter dans un tel contexte, une opposition marquée dans les courbes de niveau dessinant une sorte d’amande d’autant plus ouverte que le glissement est profond.
Fig. 8 : Glissement de type profond lenticulaire avec positionnement du « graben »3- METHODE DE TRACAGE DE LA SURFACE DE RUPTURE :
D’après ce qui précède, on a montré qu’il paraissait possible non seulement de repérer et même de positionner dans un second temps les limites topographiques à peu près exactes de glissements très divers affectant un versant quelconque, mais aussi de donner un aperçu au moins qualitatif sur les formes et les profondeurs des surfaces de glissement étant à l’origine du relief de surface Ces dernières semblant être en relation directe avec lui, on a cherché une nouvelle méthode consistant à positionner le plus précisément possible ces surfaces à partir d’une analyse rigoureuse des courbes de niveau d’une carte adaptée à l’échelle du phénomène.
On a donc, tout naturellement, cherché à corréler en tous points les accidents du terrain naturel et leur signification en profondeur au niveau de la surface de rupture.
La méthode retenue après maints essais sur des cas concrets vérifiés par sondages, consiste à bâtir un profil du versant passant par le point que l’on veut tester (qu’il soit dans l’axe ou non des déformations maximales).
Ce profil sera en principe tracé de la façon suivante :
Fig. 9 : Traçage préconisé du profila) le profil sera tracé en remontant de la vallée vers la crête.
A noter que le logiciel français Géoportail permet de tracer ce genre de profil, mais il est parfois trop imprécis dans les zones très perturbées pour être efficace à 100%. De plus, il distord les échelles si l’on n’y prend pas garde.
b) chaque segment entre deux courbes de niveau sera orthogonal à la courbe supérieure.
Il s’ensuit que le profil ne sera pas forcément linéaire et qu’il sera en principe plus long que la distance directe AB.
L’expérience montre que bien souvent on peut s’abstraire de cette contrainte, l’erreur possible étant inférieure à celle de l’application de la méthode.
c) report sur la coupe verticale du profil, de la trace d’une droite (D), correspondant au terrain naturel d’un versant stable selon le principe n°1 (cf. fig.10).
Si le positionnement du point haut est très facile, celui du point bas est plus délicat pour des non-quaternaristes peu familiarisés avec la géomorphologie.
En effet, il doit impérativement correspondre au pied du glissement et ne pas inclure de dépôts de fonds de vallées (terrasse Fz de la fig.7), très fréquents, les crues étant souvent à l’origine des glissements étudiés et le contact éboulis-alluvions n’étant pas toujours facile à déterminer.
En provoquant un allongement de (D), ils modifient surtout son angle et donc les profondeurs recherchées en amont en les exagérant.
Fig. 10 : Méthode de traçage de la surface de rupture. Dans ce cas P2>P1>P3. Noter qu’en amont de P1 la méthode ne permet pas de faire rejoindre la surface avec le T.NEn règle générale, il ne nous a jamais été possible de trouver le moyen de situer le point exact atteint par la régression maximale des déplacements de terrain en amont de P1 et ceci quels que soient leur âge et leur profondeur atteinte. Seule une prospection des lieux permet très souvent de le positionner.
On peut ainsi énoncer deux nouveaux principes :
PRINCIPE 5 :
Les points les plus profonds de la langue glissée se trouveront à la verticale des segments (Pn) compris entre les points les plus « creux » de la surface topographique et leur projection sur (D). Les points en « bosse » ne seront pas pris en compte. Le rendu final doit correspondre à une courbe concave ou au pire plan-concave sur toute sa longueur.
A noter que paradoxalement, les épaisseurs maximales d’éboulis se situent en général à la verticale de ces derniers.
Ce principe peut sembler en contradiction avec de nombreux schémas que l’on trouve dans les publications ou manuels illustrant des profils de glissement, notamment dans les cas concrets très fréquents, des contacts calcaires sur marnes, contacts soulignés sur le terrain par un angle obtus plus ou moins ouvert dû au changement brutal des valeurs de pente entre les calcaires raides et les marnes plastiques.
Fig. 11 : interprétation souvent adoptée d’une rupture sous falaise Fig. 12 : schéma personnel proposéPlus grave semble être le fait que de nombreuses cartes géologiques ignorent même que cet angle est le résultat de glissements répétés des marnes avec la superposition de deux phénomènes très distincts pour expliquer son origine:
- un paléo-glissement profond est le plus souvent inerte aujourd’hui qu'ils soient d’âges mindélien, rissien, würmien ou les trois à la fois. Le meilleur exemple est celui affectant par exemple les marnes liasiques sous le viaduc de Millau et prouvé en sondages par l’ensevelissement, à différentes altitudes d’alluvions anciennes du Tarn. Dans ce cas, le point amont de (D) sera pris en crête de falaise.
- et à des phénomènes secondaires de reptation, parfois encore actifs des marnes décomprimées de surface dans un second temps. Dans ce cas, le même point sera pris en tête des éboulis à la base de la falaise puisque les glissements ne concernent que la « peau » des marnes.
Ils auront ainsi tendance à donner à la tête du paléo-glissement, un profil souterrain peu incliné, très grossièrement parallèle au profil du T.N sus-jacent (cf. schéma de gauche ci-dessus) alors qu'en général, et d'après le principe 4, la surface de rupture plonge au contraire brutalement, l'orthogonale (P) à 1a droite fictive (D) présentant sa longueur maximale -de par sa construction même- à la verticale du point de rupture de pente (cf. schéma de droite).
Remarques très importantes :
Dans l’exemple de la fig.12, on pourrait croire que le corps principal du paléo-glissement prend naissance exactement au point de contact calcaires-marnes. Si c’est souvent le cas, il n’est pas rare aussi que la falaise apparemment intacte, soit en réalité fissurée en arrière sur toute sa hauteur (par appel au vide, sous-cavage par le fluage des marnes, diaclasage préexistant) et que le poids de la
tranche désolidarisée ait participé au déclenchement originel et au maintien dans le temps du glissement
En règle générale, il ne nous a jamais été possible de situer le point exact atteint par la régression maximale des déplacements de terrain en amont de P1 et ceci quels que soient leur âge et leur profondeur atteinte. Seule une prospection des lieux permet très souvent de le positionner.
PRINCIPE 6 :
Pour chaque formation géologique, la longueur des orthogonales (P) semble proportionnelle à l'angle ∅′𝑟 des caractéristiques résiduelles des matériaux. On aurait ainsi :
tg∅′r=k.Lp
Lp : longueur de chaque orthogonale (P) mesurée directement sur le profil (attention: les échelles ne doivent pas être dilatées dans le sens de la hauteur).
Avec notre expérience actuelle, il semblerait que pour ∅′𝑟 voisin de 18° - cas très fréquent dans les argiles ou marnes de plasticité moyenne (Ip moyen) - k soit de l’ordre de ≈1.
Remarque : lorsqu’un glissement s’est développé au toit d’un substratum compact, la localisation de la profondeur de la rupture est facile à déduire par un ou plusieurs sondages Mais c’est loin d’être malheureusement toujours et partout le cas d’où l’utilisation fréquente d’inclinomètres.
Le coefficient k peut dès lors être ajusté en comparant la profondeur théorique déduite du principe 5 et les profondeurs trouvées par les sondages et/ou le suivi inclinométrique.
Outre les réserves déjà énoncées, les principes 5 et 6 ne peuvent être utilisés avec quelque chance de refléter la réalité que dans la mesure où le glissement analysé sera suffisamment ancien pour que les matériaux aient ·acquis leurs caractéristiques mécaniques résiduelles progressivement (pour lesquelles généralement c' r ≈ 0 au moins dans les sols) donc sans augmentation notable des vitesses de glissement.
Cette remarque écarte certains glissements récents naturels brutalement affouillés en pied par un cours d’eau et la plupart des talus d’origine humaine.
En conclusion, le modelé morphologique d’un versant affecté d'un glissement de terrain est donc si caractéristique dans le paysage qu'il est possible à partir d'un support cartographique de le reconnaître et d'en définir les frontières avec les terrains environnants et souterrains reconnus stables. Malheureusement cette méthode d'approche ne permettra jamais d'apprécier la stabilité actuelle de ces masses de terrain, certains de ces phénomènes pouvant être vieux de plusieurs milliers d'années et s'être immobilisés très vite à la suite d'un changement climatique (sécheresse, glaciation ou déglaciation avec fonte brutale du permafrost) ou de séismes etc…
Aussi à l'analyse cartographique conviendra-t-il d'adjoindre des méthodes d'investigation complémentaires "in situ" destinées à aller plus avant dans leur connaissance.
ANALYSE DE DEUX CAS CONCRETS :
GLISSEMENT DE PECH DAVID A TOULOUSE SUD
CAS CONCRET N°1
Fig. 13 : Vue aérienne du glissement, de type panaméen classique, côtoyé en pied par les eaux de la rive droite de la Garonne.Zone boisée, urbanisée et traversée par la RD4 (chemin dit des Etroits) très circulée aux heures de pointe.Glissements actifs récurrents mais n’affectant en général que l’espace compris entre la route et le fleuve. Falaise supérieure constituée d’alternances de marnes, de marno-calcaires, de sable etc…(molasse toulousaine oligocène) très friables. A droite, C.H.U de Rangueil ; à gauche, site détruit en 2001 par l’explosion de l’usine de nitrates d’AZF.
Fig. 14 : Vue faciale
Fig. 15 : Vue transversale montrant la forme listrique du profil
Fig. 16 : Extrait de la carte IGN. Tracé en bleu du profil, suivant la technique de la fig.7, avec en-dessous le profil topographique correspondant permettant de tracer la courbe de rupture suivant le principe 5ABORDS DE LA GROTTE M.H. DE LA CAUNE DE L’ARAGO A TAUTAVEL (66)
CAS CONCRET N°2
Fig. 17 : Versant est du val de Vingrau.Photo prise depuis le sommet de la grotte. Calcaires dénudés sur marnes albiennes boisées. Au centre de la zone brûlée, émergence d’un volume rocheux détaché de la falaise par fluage et pourtant attribué à des roches en place par la carte géologique de Rivesaltes. L’application du principe 5 a donné à la verticale du sommet de la bosse (point coté 295 NGF) une rupture située vers -50m de profondeur.
Fig. 18 : Autres chicots détachés de la même falaise (mais côté nord cette fois, au-dessus de Vingrau), de natures et de provenances ignorées par la carte géologique de Tuchan.
Fig. 19 : Grotte proprement dite. Versant ouest opposé à celui de la fig.16. L’entrée de la grotte préhistorique est marquée par le toit de tuiles adossé à la falaise de calcaires reposant ici aussi sur les marnes albiennes. Deux phénomènes ont affecté ou affectent toujours la cavité :1) un effondrement ancien des calcaires au droit du porche (de ce fait tronqué de 10 à 20 m peut-être davantage) et surtout côté nord (Vingrau) d’où la forme en cirque de la falaise,2) un fluage toujours actif ? de la masse rocheuse dessinant un trapèze inversé au-dessus du toit, masse en passe d’être complètement détachée du massif.
Fig. 20 : Partie sommitale de la grotte. Contre-pente caractéristique avec amorce d’un col déjà bien marqué, signalant le ripage du pied de la masse karstique contenant la grotte. Crevasses ouvertes extrêmement profondes encadrant de plus le mamelon. Toutes ces indications signalent sa désolidarisation presque totale des autres roches du Planal de la Cauna.
Fig. 21 : Crevasse nord (P>15m). La crevasse sud, protégée par un grillage, débouche directement dans la grotte
Fig. 22 : Crevasse sud (signalée comme « aven » au musée de Tautavel), protégée par un grillage et débouchant directement dans la grotte. On devine en contrebas le toit de tuiles protégeant le porche.
