Télédétection et mesure de la déformation liée à divers processus géologiques

L'analyse d'un interférogramme couvrant un séisme est une opération difficile à faire à l'œil : comme un interférogramme enregistre le projeté de la déformation dans la ligne de visée du satellite, deux interférogrammes couvrant le même évènement dans deux lignes de visée différentes pourront avoir un aspect différent. De même, deux failles jouant de la même manière mais d'orientations différentes peuvent engendrer des motifs de déformation très différents sur un interférogramme. L'animation ci-dessous illustre cette situation.

Source - © 2020 A. Augier / kunos.fr

Figure 2. Effet de l'orientation d'une faille en décrochement sur l'aspect d'un interférogramme

L'animation est faite sur une faille verticale en décrochement dextre de 5 mètres. Seule l'orientation de la faille change. À gauche : champ complet de la déformation. Le champ de déformation suit l'orientation de la faille, mais ne change pas d'aspect. À droite : déformation vue par InSAR. L'orientation de la faille modifie fortement l'aspect de l'interférogramme. Cet exemple montre la difficulté d'interpréter directement un interférogramme.

Dans la mesure du possible, les interférogrammes présentés seront annotés pour en faciliter la lecture, mais l'interprétation d'un interférogramme reste difficile, tant son aspect dépend de la géométrie d'acquisition. Les deux exemples ci-dessous illustrent cette sensibilité à la géométrie d'acquisition pour deux séismes en contexte décrochant.

Le séisme de Bam (Iran, 2003)

Le contexte tectonique de l'Iran est complexe. Il s'agit principalement d'une collision entre l'Arabie et l'Eurasie, conséquence de la fermeture de l'ancien océan Téthys. Certaines failles ont un jeu en décrochement, comme celle ayant affecté la ville de Bam en 2003. Le tremblement de terre a causé 26 271 morts et 30 000 blessés (sur environ 80 000 habitants). Lors de ce séisme, les failles sont restées aveugles, et n'ont pas atteint la surface. Seules les méthodes géophysiques telles que la mesure de la déformation peuvent alors permettre de caractériser la géométrie et le nombre des failles. La figure 3 montre un modèle de déformation dû à un séisme virtuel équivalent.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 3. Modèle numérique de déformation lié à une faille décrochante

À gauche : géométrie de la faille. La faille n'arrive pas jusqu'à la surface. Au centre : champ tridimensionnel de la déformation. À droite : déformation telle qu'elle serait mesurée par interférométrie radar. La forme dissymétrique en "ailes de papillon" sur l'interférogramme est due au fait que les satellites InSAR ne mesurent que le projeté de la déformation dans la ligne de visée du satellite.

Les interférogrammes couvrant ce séisme sont particulièrement propres, dans la mesure où la région est désertique. Une légère perte de cohérence est cependant visible dans la localité de Bam, ce qui est dû à la présence de végétation.

La forme de cet interférogramme en "ailes de papillon" est caractéristique des séismes décrochants. Notez sur la figure 4 que l'amplitude de la déformation des "ailes du papillon" tourne en sens opposé sur les 2 interférogrammes (de l'extérieur vers le centre, on va, en haut, de l'orange au jaune puis au bleu, mais, en bas, du bleu au jaune puis à l'orange), ce qui n'est pas sans rappeler le symbole du mécanisme au foyer d'un séisme décrochant (avec quatre quadrants et une inversion du sens “blanc vers noir“ de part et d'autre d'un plan nodal). L'aspect esthétique de cet interférogramme lui a valu une certaine médiatisation, et il est souvent utilisé pour illustrer les principes de l'InSAR.

Source - © 2004 D'après Jónsson et al. [13]

Figure 4. Interférogramme du séisme de Bam (Iran, 2003)

L'asymétrie des ailes droites et gauches est liée à la ligne de visée (LOS) : même si la quantité de déplacement est à peu près équivalente de part et d'autre de la faille, le bloc de gauche se déplace de manière quasi perpendiculaire à la ligne de visée, les déplacements ne se voient donc pas sur cet interférogramme.

Source - © 2005 D'après Funning et al. [8]

Figure 5. Interférogramme du séisme de Bam (2003) et résultats de modélisation des sources à l'origine du séisme

À gauche : interférogrammes enroulés et déroulés (cf. partie Déroulement d'un interférogramme (unwrapping) de l'article consacré à l'InSAR) pour deux géométries différentes d'acquisition (la trajectoire du satellite est indiquée par la flèche T, la ligne de visée par la flèche L). Les deux interférogrammes se ressemblent en symétrique, ce qui est dû au fait que les géométries d'acquisitions font à peu près le même angle avec la faille. À droite : pour reproduire au mieux la déformation, les auteurs supposent la présence de deux failles parallèles dont la géométrie et la quantité de glissement sont retrouvées à partir des données de déformation. Une des deux failles est responsable de presque toute la déformation.

Le séisme de Landers (Californie, 1992)

La faille de Landers est une faille parallèle à la faille de San Fransisco. La zone a connu un séisme important en 1992 qui a été étudié par GPS et corrélation d'images, et qui a la particularité d'être le premier séisme imagé par interférométrie radar. L'étude de la déformation montre que la faille a joué en décrochement dextre.

Cet exemple montre la complémentarité des trois méthodes due à leurs limites respectives de résolution spatiale.

Source - © 2017 D'après Gombert et al. [9]

Figure 6. Données GPS lors du séisme de Landers (Californie, 1992)

Les données GPS montrent un champ de déformation compatible avec un décrochement dextre au niveau de la faille. Cependant, le nombre de station ne permet pas de caractériser finement le champ de déformation.

Les données d'interférométrie radar sont compatibles au premier ordre avec un décrochement dextre. L'interférométrie permet de cartographier plus finement la déformation que le GPS. Cependant, la déformation est très importante à proximité de la faille, les franges y sont tellement rapprochées qu'un seul pixel peut en contenir plusieurs, ce qui rend tout déroulement impossible.

Source - © 1993 D'après Massonnet et al. [15]

Figure 7. Données InSAR lors du séisme de Landers (Californie, 1992)

Ce séisme a été le premier à être suivi par interférométrie radar, ce qui lui a valu de faire la couverture de la revue Nature (interférogramme ERS déroulé puis réenroulé avec des franges correspondant à 5 cm de déformation). La déformation peut être reproduite au premier ordre par un décrochement dextre simple, mais l'analyse plus fine de la déformation montre certaines incompatibilités : on y observe certains motifs qu'un décrochement simple ne permet pas de reproduire. La déformation à proximité de la faille est trop importante et ne peut pas être observée par interférométrie. Le cadre noir correspond à la zone à proximité de la faille, étudié par corrélation d'images (voir figure 8).

L'étude par corrélation d'images permet des mesures précises de la déformation importante à proximité de la faille. En revanche, la déformation est trop faible loin de la faille pour être accessible par cette méthode.

L'étude par corrélation d'images met en évidence le fait que même si la faille a globalement joué sur toute sa longueur, le glissement n'y est pas continu : certains endroits ont glissé de manière plus importante que d'autres.

Source - © 2017 – 2016 D'après Gombert et al. [9] et Milliner et al. [16]

Figure 8. Données de corrélation d'images lors du séisme de Landers (Californie, 1992)

Les mesures sont faites à partir d'une mosaïque d'images aériennes. La déformation, bien que compatible dans son ensemble avec un grand décrochement, montre que la faille a joué de manière hétérogène. À proximité des segments ayant le plus bougé, on voit apparaitre à petite échelle, des motifs similaires à des décrochements. Certains motifs de déformation sont dans les coins des images : il s'agit de problèmes liés à des différences de point de vue et de recalage des images.

L'analyse couplée des différentes données de déformation permet de retrouver la quantité de glissement le long de différents segments de la faille.

Source - © 2017 D'après Gombert et al. [9]

Figure 9. Glissement le long de la faille lors du séisme de Landers (Californie,1992)

La quantité de déformation le long de la faille peut être retrouvée à partir des données de déformation (GPS, InSAR et corrélation). Les modèles permettant de reproduire au mieux la déformation prennent en compte plusieurs segments de faille ayant glissé de manière hétérogène, avec un maximum de 15 m de glissement. Les résidus correspondent à la déformation que le modèle n'arrive pas à reproduire.

La déformation intersismique (entre 2 séismes) se fait généralement trop faiblement pour être suivie par imagerie : seul le GPS permet de la suivre. Dans le cas de la Californie, cette déformation intersismique explique bien l'origine des séismes décrochants : la figure 10 montre en quoi la déformation du séisme d'Hector Mine trouve son origine dans le contexte géodynamique de la Californie dans son ensemble.

Source - © 2015 D'après Vernant [22]

Figure 10. Mesure de la déformation intersismique par GPS au niveau de la Californie

La courbe de droite montre un profil de déformation perpendiculaire à la faille, la déformation est normalisée et centré sur la station de référence. La répartition de la sismicité est reportée. On voit de la déformation ductile symétrique par rapport à la faille bloquée. En pointillé a été rajoutée la forme des déplacements cosismiques lors du séisme de Landers : la déformation le long de la faille rattrape le retard accumulé sur le reste, ce qui illustre très bien le phénomène de rebond élastique en contexte de décrochement.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 11. Un modèle conceptuel pour expliquer le rebond élastique au cours d'un séisme en décrochement

Ce séisme à l'origine de la catastrophe de Fukushima est un exemple très représentatif du rebond élastique en contexte de subduction (cf. Séisme du 11 mars 2011 au large de Sendai, île de Honshu, Japon). On va voir quels sont les déplacements attendus dans le cas d'un séisme dû à une faille inverse, puis voir en quoi les données GPS permettent de reconstituer le déroulement d'un rebond élastique dans un contexte en compression.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 12. Modèle numérique de déformation lié à une faille inverse

À gauche : géométrie de la faille inverse. La faille envisagée n'atteint pas la surface. Le plan de faille glisse de 1 mètre. Au centre : champ tridimensionnel de la déformation. À droite : déformation telle qu'elle serait mesurée par interférométrie radar. À noter que la déformation mesurée n'est pas symétrique, ce qui est dû au fait que les satellites InSAR ne mesurent que le projeté de la déformation dans la ligne de visée du satellite.

La figure 13 montre le suivi de la déformation intersismique et la déformation liée au séisme. Pour la période cosismique (pendant le séisme), même si l'échelle de la déformation n'est pas du même ordre de grandeur que le modèle numérique présenté à la figure 12, on retrouve un motif de déformation similaire, les vecteurs du bloc chevauchant convergent vers le plan de faille. La déformation du bloc chevauché n'est pas mesurée dans la mesure où elle est sous l'océan.

Source - © 2011 D'après Supersite (UNAVCO) [21]

Figure 13. Mesure de la déformation par GPS

Chaque flèche correspond à une station GPS. À gauche : vitesse moyenne des déplacements avant le séisme (enregistrements du 01/03/2011 au 11/03/2011). Les déplacements sont dus au rapprochement de la plaque pacifique vers le Japon. À droite : déplacements cosismiques. On peut remarquer que la direction globale lors du séisme est globalement opposée à la déformation pré-sismique.

Les données GPS permettant un échantillonnage temporel très fin, il est possible de caractériser la dynamique de la déformation. La figure 14 montre les trois composantes de la déformation enregistrées par la station MIZU, à l'Est du Japon (en rouge sur la figure 13). La déformation a duré moins de 2 minutes, ce qui peut être considéré comme instantané aux échelles de temps considéreés, et qui témoigne d'un comportement élastique de la lithosphère. On y observe cependant deux pics principaux, qui montrent que la déformation s'est faite en plusieurs temps. Ce détail temporel est accessible par GPS mais ni par InSAR, ni par corrélation d'images.

Source - © 2011 D'après Supersite (UNAVCO) [21]

Figure 14. Enregistrement de la déformation cosismique par GPS pour la station MIZU

La station est localisé en rouge sur la figure 13. La déformation a duré moins de 2 minutes, durant lesquelles le Japon s'est globalement déplacé vers le Sud-Est d'environ 4 mètres, et s'est déroulée en au moins deux phases principales.

La bonne couverture en stations GPS du Japon et le bon échantillonnage temporel du GPS permettent de caractériser très finement la dynamique du champ de déformation : la vidéo ci-dessous montre comment l'onde de déformation se propage de l'Est vers l'Ouest (à ne pas confondre avec les ondes sismiques qui mesurent une oscillation), en deux temps pour le séisme principal, et montre l'impact d'une réplique importante localisée plus au Sud.

Ce séisme ayant affecté le Japon en entier, les gradients de déformation sont peu importants (malgré une déformation importante : le Japon ayant bougé de 4 m vers l'Est). Comme ce pays dispose d'une couverture très dense en GPS, les données InSAR ou de corrélation d'images n'apportent pas de plus-value par rapport au GPS. Cependant, les nombreuses répliques ayant suivi n'ont eu que des impacts locaux, pour lesquels la densité de la couverture en GPS reste insuffisante pour caractériser précisément la déformation.

Source - © 2011 – 2012 D'après Supersite (UNAVCO) [21] et Feng et Jónsson [4]

Figure 15. Enregistrements de la déformation par interférométrie radar, durant et après le séisme principal du 11/03/2011 (Japon)

Le champ de déformation est tellement vaste qu'un seul passage du satellite n'est pas suffisant pour le cartographier. Il est alors nécessaire d'assembler différentes images pour essayer de couvrir l'intégralité de la zone, ce qui s'accompagne de sauts de franges à la jonction entre deux interférogrammes, sauts qui sont dus à des imperfections dans les différentes corrections au cours du calcul d'un interférogramme. Les déplacements sont tels que la déformation reste partiellement couverte, ce qui peut poser problème pour le déroulement (cf. Interférométrie radar : principes et utilisation dans la surveillance de la déformation du sol).

Malgré tout, la déformation ressemble à celle présentée à la figure 12, attendue pour un séisme de ce type. L'interférométrie n'apporte pas de plus-value par rapport au GPS pour ce type d'évènement de grande envergure (à condition que la couverture GPS soit convenable), mais aura permis cependant de cartographier la déformation due aux répliques, montrant des motifs d'extension et d'amplitude beaucoup plus restreintes, dont le détail n'est accessible que par InSAR.

À partir des données de déformation, qu'elles soient GPS ou InSAR, il est possible de retrouver la géométrie de la faille à l'origine du séisme, ainsi que la quantité de glissement. La faille trouvée a un pendage faible d'environ 15° vers l'Ouest, et correspond au plan de contact entre la plaque Pacifique et la plaque Amérique du Nord (la partie la plus au Nord du Japon appartient en effet à cette plaque). Deux zones de glissement sont à prendre en compte, qui n'ont pas forcément joué en même temps, ce qui explique la dynamique en deux temps identifiée à la figure 14. La quantité maximale de glissement le long de la faille est estimée à environ 30 mètres.

Source - © 2011 D'après Ide et al. [11]

Figure 16. Géométrie de la faille à l'origine du séisme de Tohoku Oki (Japon, 2011)

La faille fait environ 400 km de long, avec un pendage faible d'environ 15° vers l'Ouest, plan qui correspond au contact entre les plaques Pacifique et Amérique du Nord.

L'ensemble des données de déformation permet de proposer un modèle conceptuel pour ce type de séisme : le déplacement de la plaque Pacifique vers l'Ouest provoque la compression de la bordure de la plaque Amérique du Nord (dont fait partie le Nord du Japon). Cette mise en compression peut provoquer des séismes superficiels en jeu inverse dans la partie cassante de la croute, qui restent insuffisants pour accommoder l'intégralité de la compression. Lorsque les contraintes de la plaque chevauchante dépassent la friction au niveau du plan de faille, alors la plaque chevauchante retrouve sa position initiale, un peu comme si on relâchait un ressort comprimé, d'où l'appellation de rebond élastique. Des séismes le long de failles en jeu normal peuvent se produire dans la croute cassante. Comme seule une partie de la faille a joué, la plaque chevauchante ne reprend pas entièrement sa position initiale : elle est tordue, ce qui peut aboutir à des séismes en jeu décrochant de part et d'autre de la faille principale.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 17. Un modèle conceptuel pour expliquer le rebond élastique au cours du séisme de Tohoku Oki

En contexte extensif de rifting, la déformation liée aux contraintes régionales extensives peut être accompagnée par une déformation liée à l'injection de grands dykes magmatiques, pouvant provoquer des failles normales en surface. C'est ce que nous allons voir dans l'exemple suivant, dans l'Afar, au niveau du rift Manda Hararo qui a connu une activité exceptionnelle en 2005.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 18. Modèle numérique de déformation lié à l'injection d'un dyke

À gauche : géométrie du dyke. Le dyke n'arrive pas jusqu'à la surface. Il s'ouvre sur une épaisseur d'1 mètre . Au centre : champ tridimensionnel de la déformation. À noter que ce type d'injection s'accompagne d'une subsidence à l'aplomb de l'injection, ce qui peut sembler contre-intuitif. À droite : déformation telle qu'elle serait mesurée par interférométrie radar. À noter que la déformation mesurée n'est pas symétrique, ce qui est dû au fait que les satellites InSAR ne mesurent que le projeté de la déformation dans la ligne de visée du satellite.

Source - © 2005 A. Philpotts / T. Wright

Figure 19. Localisation du Manda Hararo (dépression de l'Afar)

Le Manda Hararo est localisé dans la partie Ouest de la dépression de l'Afar. En 2005, la zone a connu une forte activité, s'étant traduite en surface par l'apparition de failles normales. Une éruption fissurale de faible envergure est à l'origine de cette fissure (les personnes donnent l'échelle).

La déformation liée à cet évènement a été suivie par interférométrie radar (figure 20) et corrélation d'images (figure 21). Elle correspond au premier ordre à ce qui est attendu pour un dyke. Cependant, sur les bords du rift, la transition entre déplacements verticaux et horizontaux est brutale (en pointillés sur la figure 21), cette transition est localisée là où des failles normales sont visibles sur le terrain (voir figure 19). Des failles normales ont donc participé à la déformation.

Une subsidence importante est associée aux deux volcans encadrant le rift au Nord alors qu'une déformation liée à un dyke ou des failles normales devrait plutôt aboutir à une élévation à l'extérieur du rift : les réservoirs des deux volcans sont donc impliqués dans la déformation et pourraient être à l'origine du magma ayant rempli le dyke (ce qui semble cohérent avec le suivi de la sismicité, qui a montré une progression vers le Sud de la position des foyers, ce qui pourrait correspondre à la propagation du dyke du Nord vers le Sud).

Source - © 2006 D'après Wright et al. [24

Figure 20. Déformation du rift de Manda Hararo durant l'épisode de l'automne 2005

Interférogrammes ENVISAT couvrant la période du 6 mai 2005 au 28 octobre 2005 . L'interférogramme de gauche est en passe descendante, celui de droite en passe ascendante, une frange vaut 2,83 cm de déformation. Ils couvrent le même évènement, les deux carrés couvrent la même surface. Les zones blanches correspondent à des pixels peu cohérents, qui ont été masqués. La déformation est telle que les franges sont très rapprochées et qu'il devient difficile de les compter. Les interférogrammes sont en grande partie compatibles avec une déformation due à une injection magmatique de grande envergure (voir figure 18). Le cadre en pointillé couvre la zone présentée à la figure 21.

Source - © 2009 – 2006 D'après Grandin et al. [10] – Wright et al. [24]

Figure 21. Champ de déformation 3D obtenue par télédétection

La déformation horizontale a été obtenue soit par corrélation d'images “visibles” (gauche), soit par corrélation d'images d'amplitude radar (centre), cette dernière étant possible car la déformation horizontale est importante (environ 6 mètres, ce qui est accessible par sur-échantillonnage des images radar, d'une résolution d'environ 20 mètres). La déformation horizontale loin du rift n'est accessible que par corrélation d'images visibles de bien meilleure résolution que les images radar. Dans les deux cas, la déformation verticale est obtenue en combinant données InSAR et données de corrélation.

Les sources à l'origine de cet évènement sont donc multiples et ont été retrouvées à partir de ces données de déformation (voir figure 21 pour une représentation en carte et figure 22 pour une représentation 3D), ce qui permet d'en quantifier les paramètres :

Les chambres magmatiques ne peuvent pas expliquer l'intégralité du volume du dyke, un réservoir plus profond est donc impliqué.

Source - © 2006 D'après Wright et al. [24]

Figure 22. Origine de la déformation du rift de Manda Hararo durant l'épisode de l'automne 2005

L'ouverture de ce dyke gigantesque a libéré une partie des contraintes tectoniques extensives accumulées depuis le dernier épisode de rifting, lui-même dû aux contraintes régionales. Cependant, malgré son ampleur, le dyke de septembre 2005 n'a pas suffi à libérer totalement ces contraintes : d'autres injections ont eu lieu quelques jours après cet évènement majeur, et ont permis de mettre en évidence la présence d'un réservoir profond localisé sous le centre du rift, ainsi que de probables communications entre les réservoirs des volcans et ce réservoir profond.

Source - © 2008 D'Ebinger et al. [3]

Figure 23. Interférogramme et sismicité couvrant la période du 28 octobre 2005 au 21 avril 2006

Le signal central est compatible avec un dyke. À noter que les deux volcans n'ont pas le même comportement : le Dabbahu subside, ce qui témoigne d'une vidange de son réservoir, alors que le Gab'ho gonfle, son réservoir est donc en cours de remplissage.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 24. Un modèle conceptuel pour expliquer l'implication de l'ouverture des dykes dans l'accommodation des contraintes régionales

En général, la déformation engendrée par les éruptions est trop faible pour être mesurée par corrélation d'images, les méthodes les plus utilisées sont donc l'interférométrie radar et le GPS.

Dynamiques de réservoirs : cycles d'inflation/déflation des Champs Phlégréens

À l'Ouest de Naples se trouve un système de caldeiras emboîtées, au centre duquel se trouve le temple de Sérapis. Les trois colonnes encore debout de ce temple sont marquées à leur base par des traces de lithodomes, témoignant d'un séjour prolongé sous le niveau de la mer. Cette simple observation permet de déduire que la zone a connu au moins une subsidence importante suivie d'une inflation tout aussi importante.

Plus récemment, la zone a connu une inflation d'environ 2 mètres, qui a obligé la ville à construire un nouveau port emboîté dans l'ancien, les bites d'amarrages et le quai étant devenus trop haut pour accoster.

Source - © 2020 – 2017 A. Augier – C. Langlois

Figure 25. Témoins archéologiques des cycles inflation/déflation des Champs Phlégréens

Le temple de Sérapis (Pouzzoles) a été enfoui sous la mer durant plusieurs siècles. Les marques laissées par les lithodomes (moules lithophages) sur les colonnes témoignent de la subsidence maximale de la zone (une dizaine de mètres par rapport à aujourd'hui).

Photographies à retrouver dans Les colonnes du temple de Sérapis, à Pouzzoles, et les Principles of Geology de Charles Lyell.

Ces cycles d'inflation/déflation sont dus à une dynamique de réservoirs profonds, dont l'impact peut être modélisé à l'aide d'un modèle simple (modèle de Mogi).

Source - © 2020 A. Augier / kunos.fr

Figure 26. Effet de la profondeur et de la variation de volume d'un réservoir ponctuel sur l'aspect d'un interférogramme (modèle de Mogi)

L'animation est faite à partir d'une source ponctuelle (modèle de Mogi) subissant une variation de volume. L'animation présente l'effet de la profondeur de la source et l'effet de la variation de volume sur la déformation ainsi que sur sa mesure par InSAR. Les variations de volume de la source sont représentée par la couleur de la source (bleu : diminution de volume ; rouge : augmentation du volume). À noter que le gradient de déformation est plus important si le réservoir est superficiel mais n'est pas affecté par la variation de volume du réservoir. Ce point est mis en évidence par les 3 courbes de niveau représentant 25, 50 ou 75 % de la déformation maximale, qui ne bougent qu'en fonction de la profondeur du réservoir. La mesure du gradient de la déformation peut donc donner une idée de la profondeur d'un réservoir.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 27. Modèle numérique de déformation liée à la variation de volume d'un réservoir (modèle de Mogi)

À gauche : géométrie des réservoirs considérés, seule la profondeur change. En haut le réservoir est plus profond qu'en bas. Au centre : champ tridimensionnel de la déformation. À droite : déformation telle qu'elle serait mesurée par interférométrie radar. À noter que la déformation mesurée n'est pas symétrique, ce qui est dû au fait que les satellites InSAR ne mesurent que le projeté de la déformation dans la ligne de visée du satellite.

Le champ de déformation entraine une inflation si le réservoir grossit, réciproquement, le sol subside en cas de vidange du réservoir. À noter que le gradient de déformation est plus important (franges plus serrées) si le réservoir est superficiel. La mesure du gradient de la déformation peut donc donner une idée de la profondeur d'un réservoir.

La zone est surveillée en continu par GPS et interférométrie radar, et a connu de nouvelles crises depuis le début des années 1990. La source à l'origine de cette déformation est un réservoir profond (3 km sous la surface) dont le volume varie. Les phases d'inflation peuvent être interprétées comme le remplissage du réservoir par du magma, les phases de subsidence sont plus difficiles à interpréter, dans la mesure où le réservoir n'est pas vidangé (en tout cas, pas vers la surface) et que la vitesse de déformation est trop rapide pour invoquer une simple contraction thermique.

Source - © 2010 D'après Vilardoa et al. [23]

Figure 28. Interférogrammes déroulés montrant les cycles d'inflation et de déflation des Champs Phlégréens

De 1992 à 1999 on observe une subsidence, alors que de 2005 à 2006, la région est en inflation. Le gradient de déformation est large et est équivalent dans les deux cas : la source incriminée doit être assez profonde et similaire dans les deux cas, mais fonctionnant soit en vidange, soit en remplissage.

Source - © 2020 D'après D'Auria et al. [2]

Figure 29. Interférogrammes déroulés et données GPS (composante horizontale) couvrant la période d'inflation de janvier 2012 (référence) à avril 2013

L'inflation a atteint plus de 15 cm. Le modèle expliquant au mieux cette déformation est un réservoir localisé à environ 3 km de la surface. Les déplacements horizontaux enregistrés par GPS sont axi-symétriques et correspondent bien à la déformation liée au remplissage d'un réservoir (voir figure 25). Ce réservoir (ou ses équivalents) serait à l'origine des nombreuses caldeiras de la baie de Naples.

Injection de dykes : activité classique au Piton de la Fournaise

Le Piton de la Fournaise est l'un des volcans les plus actifs au monde, et probablement l'un des plus surveillé. Il entre en éruption en moyenne 2 à 3 fois par an, et l'écrasante majorité des éruptions se fait via une fissure éruptive à proximité du cône central. Généralement, la déformation la plus importante a lieu juste avant et au début de l'éruption, lors de l'injection d'un dyke dans l'édifice, dont l'intersection avec la surface est à l'origine des fissures éruptives par lesquelles sort le magma.

Ce type d'activité entraine des déformations trop faibles pour être suivies par corrélation d'images. Par ailleurs, la déformation ayant une faible extension spatiale, elle est difficile à caractériser par GPS : il faudrait une forte densité de stations au sol, ce qui entrainerait des coûts prohibitifs. C'est donc l'interférométrie radar qui permet un suivi de ce type d'activité.

La figure 30 montre quelques interférogrammes couvrant ces éruptions classiques au Piton de la Fournaise. La géométrie des dykes à l'origine des éruptions nécessite de prendre en compte des géométries plus complexes qu'un simple rectangle, comme dans le cas du Manda Hararo (voir figure 22).

Source - © 2010 D'après Fukushima et al. [7]

Figure 30. Activité classique au Piton de la Fournaise

Déformations associées à différentes éruptions au Piton de la Fournaise, et modèles de dykes associés.

Superposition de sources : le cas de l'éruption d'avril 2007 du Piton de la Fournaise

L'éruption d'avril 2007 a été particulière pour plusieurs raisons. D'une part, par ses manifestations visibles : c'est l'éruption qui a émis les plus gros volumes de lave depuis que le volcan est surveillé, et elle a été marquée par l'effondrement spectaculaire de son sommet sur plus de 300 mètres de haut (cf. Ile de La Réunion : l'éruption du Piton de la Fournaise, avril 2007 et Effondrement du cratère Dolomieu, caldeira sommitale du Piton de la Fournaise (île de La Réunion)). D'autre part, deux fissures éruptives sont impliquées : la première (ouverte le 30 mars) est à la base du cône central, alors que la seconde s'est ouverte à plusieurs kilomètres du cône central, à la limite de l'enclos, ce qui n'est pas exceptionnel, mais suffisamment rare pour être souligné. Enfin, c'est la première fois qu'une déformation continuant longtemps après la fin de l'éruption a été enregistrée, et ce, à deux endroits différents.

Cette éruption montre en quoi GPS et InSAR sont complémentaire : l'InSAR permet de cartographier finement la déformation avec une résolution temporelle médiocre alors que le GPS permet une étude fine de la dynamique de la déformation, mais avec une résolution spatiale très limitée.

Source - © 2011 D'après Augier [1]

Figure 31. Déformation durant et après l'éruption d'avril 2007

À gauche : L'interférogramme couvre l'intégralité de l'éruption. On y voit plusieurs motifs de déformation superposés, dont il est impossible de préciser la dynamique. Certains motifs sont centrés sur l'effondrement, alors que la déformation la plus importante a affecté le flanc Est du volcan, loin des manifestations visibles de l'éruption (fissures et effondrement). D'autres motifs semblent associés aux fissures éruptives, et la fissure d'avril semble être dans la continuité du maximum de déformation du flanc. À droite : Après la fin de l'éruption, deux motifs restent visibles, et la déformation se poursuit plus d'un an après la fin de l'éruption.

L'interférogramme couvrant l'éruption permet de voir plusieurs motifs de déformation qui se superposent, et qui semblent associés à des processus différents. En parallèle, les données GPS, qui permettent un échantillonnage temporel fin, ont une résolution spatiale médiocre, la déformation principale du flanc Est n'a pas été enregistrée par GPS. C'est l'association des deux méthodes qui permet de comprendre la chronologie et l'impact des différentes sources à l'origine de cette déformation.

Source - © 2011 D'après Augier [1]

Figure 32. Déformation enregistrée par GPS et InSAR durant l'éruption d'avril 2007

Les points blancs correspondent aux stations GPS positionnées sur le volcan. L'association des données GPS et InSAR permet de construire un scénario de l'éruption : une chambre magmatique profonde en cours de vidange est responsable de la subsidence de l'enclos dès le 30 mars (motif avec des franges espacées, témoignant d'une source profonde, voir figure 27). L'injection de mars 2007 est à l'origine du lobe d'inflation à l'Est du cône central. L'effondrement du Dolomieu est à l'origine du motif de déformation du cône central. Enfin, la couverture GPS ne permet pas de préciser la dynamique du flanc Est, mais l'interférométrie montre que la fissure d'avril 2007 semble liée à la déformation du flanc Est : un réservoir temporaire pourrait s'être mis en place sous le flanc, et s'être vidangé par la fissure d'avril.

La déformation post-éruptive est plus simple, puisque seuls deux motifs de déformation sont visibles. Cependant, la position des stations GPS n'a permis de surveiller que la déformation du cône, mais pas celle du flanc, accessible uniquement par InSAR. Les deux méthodes montrent que la déformation s'amortit dans le temps, et qu'elle continue plus d'un an après la fin de l'éruption.

Source - © 2011 – 2015 D'après Augier [1] – Froger et al. [5]

Figure 33. Déformation enregistrée par GPS et InSAR après l'éruption d'avril 2007

Les points blancs correspondent aux stations GPS positionnées sur le volcan. La déformation du cône central se poursuit et est visible par GPS comme par interférométrie. Il s'agit d'une subsidence centripète continue. Les franges très serrées témoignent de la très faible profondeur de la source (voir figure 27), qui ne peut donc pas être la chambre magmatique. La courbe du bas montre la bonne adéquation entre données GPS (reprojetées dans la géométrie InSAR) et données InSAR, mais le GPS donne un aperçu temporel plus fin de la dynamique de la déformation qui s'amortit avec le temps. Les données GPS ne permettent pas de suivre la déformation du flanc. Cependant, malgré une mauvaise résolution temporelle (chaque point correspond à l'acquisition d'une image), l'interférométrie permet de mettre en évidence que la déformation du flanc s'amortit aussi avec le temps. Les deux motifs ont deux dynamiques différentes, ce qui indique qu'elles sont dues à deux sources différentes.

Les données GPS et InSAR peuvent être utilisées pour retrouver la géométrie et la position des différentes sources à l'origine de la déformation. Leur interprétation nécessite cependant de confronter les géométries trouvées avec d'autres données. Ainsi, la source à l'origine de la subsidence post-éruptive du cône central est interprétée comme un système hydrothermal en décompression, dont l'ouverture aurait été provoquée par l'effondrement. L'alignement entre la fissure d'avril 2007, la position du maximum de déformation et la déformation provoquée par le dyke, plaident en faveur de la présence d'un réservoir temporaire mis en place sous le flanc, qui pourrait lui même être à l'origine du glissement du flanc vers l'Est.

Source - © 2011 D'après Augier [1]

Figure 34. Un scénario de l'éruption tiré des données de déformation

La position des différentes sources a été inversée à partir des données InSAR et GPS. La chronologie est établie à partir des données GPS.

L'exemple qui suit montre la dynamique de glissements de terrain lents dans les Alpes, à proximité de Barcelonnette. La déformation ne peut pas y être suivie par GPS dans la mesure où la station pourrait être endommagée et ensevelie en cas de mouvements importants. Ces glissements sont généralement suivis par corrélation d'images, les satellites actuels tels que Pléiades permettant de mesurer des déformations horizontales de l'ordre de la dizaine de centimètres.

Ces deux exemples montrent les risques associés à ces glissements de terrain, dans la mesure où le village de Saint-Pons se trouve en aval du couloir emprunté par le glissement de La Valette, et où Super-Sauze est une station de ski dont les équipements sont vulnérables, station pouvant drainer une population importante.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 35. Localisation et aspect du glissement de La Valette (Barcelonnette)

Le glissement concerne principalement des dépôts glaciaires peu consolidés. Il fait une longueur d'environ 2000 m, et passe d'une altitude de plus de 2000 m à une altitude d'environ 1250 m. Il est orienté selon la ligne de plus grande pente du versant (orientation perpendiculaire aux lignes de niveau). Il débouche à proximité du village de Saint-Pons, à l'Ouest de Barcelonnette.

Source - © 2014 D'après Stumpf et al. [20]

Figure 36. Suivi du déplacement du glissement de Lavalette et de Super Sauze (près de Barcelonnette) par corrélation d'images

Le glissement de La Valette (à gauche) et celui de Super-Sauze (station de ski localisée au Sud de Barcelonnette sur le versant opposé) sont surveillés par corrélation d'images. Ces glissements sont très actifs et leur suivi peut permettre d'anticiper leur accélération.

Les glaciers fluent en permanence. L'étude de leur déformation peut permettre de mieux en comprendre la dynamique et de surveiller les variations de leur comportement, en lien avec les changements climatiques. De plus, l'estimation de leur régression permet de mieux calibrer les modèles climatiques, dans la mesure où une modification de l'apport d'eau douce continentale peut avoir un impact sur la circulation thermohaline et donc sur le climat global.

Les zones polaires peuvent se retrouver une grande partie de l'année à l'obscurité, ce qui empêche le suivi des glaciers par GPS (pas d'alimentation des stations en hiver) et par corrélation d'images prises dans le visible. Il reste donc l'utilisation d'images radar, qui peuvent être acquises pendant la nuit. La déformation des glaciers est suffisamment importante pour que la corrélation d'images puisse être utilisée sur les images d'amplitude, généralement de résolution spatiale médiocre (une vingtaine de mètres). L'InSAR peut aussi être utilisée.

Source - © 2007 D'après Nakamura et al. [18]

Figure 37. Suivi du déplacement d'un glacier (Shirase Glacier, Antarctique) par corrélation d'images radar

Les déplacements se font le long du chenal du glacier, et sont plus importants vers l'aval que vers l'amont. En 1998, les déplacements en aval sont plus rapides qu'en 1996. Il ne s'agit pas ici d'une variation saisonnière, dans la mesure où les images couvrent une période similaire.

Les mesures de vitesse de déplacement du glacier montrent que la vitesse semble stable de l'amont jusqu'à la ligne d'échouage, mais que le glacier accélère en direction du large. Il y a donc un apport de glace de plus en plus important dans la baie de Lützow-Holm, glace qui finira par fondre, entrainant un apport d'eau douce plus important aux océans.

Source - © 2007 D'après Nakamura et al. [18]

Figure 38. Suivi du déplacement d'un glacier (Shirase Glacier, Antarctique) en fonction du temps, obtenu par corrélation d'images

L'accélération du déplacement du glacier est quantifiée à partir de plusieurs couples de mesures obtenues par corrélations d'images. Les courbes correspondent au profil de déformation le long de l'axe du chenal en fonction du temps. La position 0 correspond à la ligne d'échouage du glacier, c'est-à-dire à la ligne où le glacier n'est plus en contact avec la Terre ferme, mais avec l'eau de mer.

La progression d'un glacier peut être suivie par interférométrie radar. Les images obtenues montrent de très nombreuses franges qu'il est difficile d'interpréter directement, mais qui peuvent donner des indications sur la dynamique de progression du glacier.

Source - © 2018 D'après TUDelft

Figure 39. Suivi du déplacement du glacier Rutford (Antarctique) sur 6 jours

Du bord vers le centre, on observe de nombreuses franges, qui témoignent d'un mouvement plus important au centre qu'en bordure : la glace est cisaillée en bordure. C'est aussi le cas dans les zones de confluence, où deux masses de glace différentes peuvent entrer en contact avec des vitesses différentes.

Des mesures systématiques ont permis d'établir des cartes de vitesse de progression des glaces pour le Groenland et l'Antarctique, qui complètent les mesures altimétriques permettant d'estimer les variations de volume des calottes. Ces mesures permettent par ailleurs d'estimer la géométrie des différents bassins versants.

Source - © 2015 – 2018 NASA-NSIDCGIMP – AIV

Figure 40. Cartes de vitesse de déplacement des glaces du Groenland et de l'Antarctique

Les cartes sont établies à partir de données radar exclusivement, les mesures sont faites soit par interférométrie radar soit par corrélation d'images.

La mission SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) est une mission majeure qui a permis d'obtenir un modèle numérique de terrain quasi-global. Même s'il ne s'agit pas de mesure de déformation, la technique d'imagerie est de l'interférométrie radar. La différence avec la mesure de la déformation tient dans le fait que les images maitresse et esclave sont prises en même temps, mais à des distances différentes : la navette étant équipée d'un émetteur radar et de deux récepteurs espacés, l'un des deux étant positionné à l'extrémité d'un long mât.

Ce modèle numérique de terrain est le premier à proposer une couverture quasi-globale et a la particularité d'être distribué gratuitement par la NASA. Sa résolution est de l'ordre de 90 mètres.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 46. Principes de la mesure de l'altitude par interférométrie radar, mission SRTM

À gauche : la navette envoie un signal radar et mesure la valeur de la phase au niveau de la navette et au niveau d'une antenne positionnée le long d'un mât. La valeur des deux phases n'est pas la même car la distance entre un point du sol et les deux récepteurs n'est pas la même. La différence des valeurs des phases dépend de l'altitude du terrain, qu'il est alors possible de mesurer. À droite : un exemple de modèle numérique de terrain issu de la mission SRTM. L'image montre l'Indre et Loire, et la limite des départements. Elle a été recolorisée et on lui a surimposé un ombrage, lui-même calculé à partir du MNT, de sorte à mieux faire apparaitre les reliefs. Les vallées de la Loire, de l'Indre, de la Vienne et du Cher sont très nettement visibles.

Source - © 2020 A. Augier

Figure 47. Couverture de la mission SRTM (Shuttle Radar Topography Mission)

La navette se déplace le long d'une orbite qui n'est pas polaire mais inclinée, ce qui lui permet de prendre des images à différentes latitudes, mais elle ne peut pas dépasser la bande +60 / -60 degrés de latitude. Comme la Terre tourne sur elle même, et que la navette se déplace sur son orbite, elle peut imager l'intégralité de la bande comprise entre +60 et -60 degrés de latitude. Les zones polaires ne sont donc pas couvertes par ce jeu de données.

Prendre des exemples concrets et récents pour illustrer les processus géologiques est un plus pour ancrer les enseignements de géologie dans le réel. Les mesures de déformation permettent de faciliter l'illustration de ces processus sur des exemples récents.

En effet, depuis quelques années déjà, les agences spatiales favorisent la distribution libre des données satellitales (hors applications militaires) ce qui n'était pas le cas jusqu'alors. Cette "libération" des données permet aux observatoires d'être beaucoup plus réactifs et de produire des images de mesure de déformation très rapidement après un évènement géologique.

C'est particulièrement le cas pour les données d'interférométrie radar, qui, même si elles sont parfois difficiles à interpréter à l'œil, peuvent permettre d'illustrer une direction de déformation ou une quantité de déplacement. La communauté InSAR est particulièrement réactive : par exemple, en utilisant un simple moteur de recherche avec des mots clé du type "InSAR Teil 2019", il a été possible de trouver des interférogrammes sur ce séisme français dès le lendemain du séisme du Teil (cf. Le séisme du 11 novembre 2019, Le Teil (Ardèche)).

Le projet MOUNTS (Monitoring Unrest From Space) propose une chaine de traitements automatisés qui surveille en routine différents volcans, et qui permet le calcul d'interférogrammes tirés des satellites Sentinel 1, 2 et 5P. Ces interférogrammes sont mis à disposition seulement quelques jours après l'acquisition de la seconde image, et peuvent permettre d'illustrer un cours à partir d'un évènement très récent.