retour

La France au Népal

Accueil

Coopération Franco-Népalaise en Sismologie

la coopération entre la France et le Népal en matière de sismologie.

Le Réseau National Sismique du Népal D.M.G., Népal – D.A.S.E., France depuis 1979 : plus de 40 ans de collaboration.

Dans la continuité de la recherche géologique dans l’Himalaya, l’étude géodynamique du Népal a débuté en octobre 1978 avec l’installation de la première station télémétrique à Pulchoki, au sud de Katmandou, sous un projet de collaboration entre le Département des Mines et Géologie , Katmandou et le Laboratoire de Géophysique, France. Le premier réseau télémétrique a été installé en 1980 et en 1985, cinq stations étaient en opération dans le centre Népal. En 1998, le séisme d’Udayapur (M=6.5) démarra le programme du réseau national avec la création, en 1994, du réseau sismique national sous la coopération française.

Le Réseau

Le réseau est constitué de 17 stations sismiques courte période reparties entre le bas et le sub-himalaya. Il a une capacité de détecter tous les événements d’une magnitude minimale de deux se produisant au Népal. L’addition de quatre stations supplémentaires dans le bassin de la Karnali en 1998 marque la dernière modification. A la fin de l’année 1998, le réseau a enregistré 65 000 séismes dont 26 000 d’origine locale et régionale (Fig.1).

le réseau

Ce réseau donne, sur plus d’un tiers de l’arc himalayen, une vue exceptionnelle de l’activité micro sismique, incluant le seul segment compris entre les longitudes de 78 ° E et 85 ° E, qui n’a pas produit de séisme de magnitude M>8 durant le dernier siècle, et donc reste comme une zone de fort potentiel pour la location du prochain large séisme himalayen (Fig.2).

Zones sismiques

Sismicité

Une des fortes particularités de la sismicité du Népal est l’intense micro sismicité et la fréquente récurrence des moyens séismes (Ml<4) qui tendent à se concentrer sous le front topographique du haut himalaya. Cette sismicité profonde de 10 à 30 KM (fig.3) se corrèle aussi avec une zone de subsidence qui a été mise en évidence par les données géodésiques. Ces deux faits montrent une accumulation de contrainte sur la rampe mi-crustal qui a été précédemment mise en évidence par la géologie et la géophysique. Cette rampe connecte un décollement plat sous le bas Himalaya avec un plus profond décollement sous le haut Himalaya, et qui agit comme une aspérité géométrique où les contraintes s’accumulent durant la période inter sismique. Les séismes himalayens de grande ampleur peuvent nucléer en cet endroit et activer la totalité de cette rampe jusqu’a la rampe aveugle du Sub-Himalaya.

3. sismicité

Qu’est ce qu’un seisme ?

Les tremblements de terre sont les démonstrations les plus évidentes des déformations actives associées au mouvement des plaques continentales. Ces déformations apparaissent principalement le long des fractures majeures sur la croûte terrestre et sont appelées failles (fig.4).

4. séisme

Mécaniquement, un séisme est l’expression d’un soudain déplacement apparaissant sur une faille (Fig.5).

5. déformation

Les conséquences de ces ruptures sont accompagnées par une relaxation des contraintes accumulées durant les dizaines d’années ou les siècles par déformation élastique des roches. Le centre de localisation de la rupture est appelé l’hypocentre ; sa projection sur la surface de la terre est appelée l’épicentre. Une fraction de l’énergie libérée est propager sous forme d’ondes élastiques qui peuvent se déplacer sur de très grandes distances jusqu’a plusieurs dizaines de kilomètres, et peuvent être enregistrées par des stations sismiques.

Magnitude,Moment sismique et gap sismique.

L’échelle de magnitude, introduit en 1935 par C.F. Richter, quantifie la taille d’un séisme. Il est calculé depuis l’amplitude des déplacements du sol, mesurée a une certaine distance de l’épicentre. L’échelle des magnitudes est logarithmique. Par exemple, un séisme de magnitude 8 est mille fois plus fort qu’un séisme de magnitude 5. Cependant, la magnitude n’est pas véritablement bien adaptée pour la mesure de séismes de trés grande ampleur, pour des raisons de saturation des échelles des instruments. Le concept des moments sismiques, défini en 1967 par K. Aki, permet la mesure de l’énergie libérée durant le séisme. Ce calcule du moment est réalisé connaissant les paramètres de la source : Zone de rupture, déplacement, géométrie de la faille, etc. Le plus gros séisme enregistré de façon instrumentale fut l’événement du Chili (Mai 1960), ou une faille a eut un déplacement de plus de 10 mètres, avec une longueur de rupture d’environs 1200 Km. Le choc a été perçu durant approximativement 400 secs... L’étude de la distribution en temps et en espace des gaps sismiques, permet d’identifier les zones de forte probabilité où sont attendus les prochains larges séismes. Dans le contexte de l’Himalaya, un gap sismique est remarquable dans l’Ouest Népal (fig.2).

Comment un séisme est il enregistré ?

Le sismomètre est capable de détecter les ondes sismiques provenant de séismes distants. Un réseau de sismomètres, localisé à différentes places permet de localiser les séismes donnant comme information les latitudes, longitudes, profondeurs, temps d’arrivée et magnitudes. Une station typique du réseau sismique national du Népal (fig.6)

6. station sismologique 7. détecteur

consiste en : - un sismomètre de courte période à composante verticale dans la gamme de fréquences 0.5 a 17 Hz. Un faible bruit de fond, culturel et naturel permet un gain de 500 000 a 1 000 000 en enregistrement graphique. En d’autre terme, une vibration du sol de 40 Angstrom (1m = 10E-10 Å) en amplitude est représentée par 2 millimètres sur un enregistrement graphique, pour une fréquence de 1Hz et un gain a 500 000. Le sismomètre est contenu dans un coffre métallique parfaitement couplé au sol (fig.7). - Une antenne émettrice (additionnée d’une antenne réceptrice dans le cas d’une station relais), depuis laquelle, les signaux sismiques sont transmis, pour être réceptionnés au centre de traitement. - Une alimentation batterie rechargée par panneaux solaires et une protection contre la foudre. Tous les transmetteurs, récepteur radio ainsi que l’appareillage électronique sont confinés dans un boîtier métallique.

Sismogrammes et ondes sismiques.

Un séisme génère des ondes élastiques qui se propageront depuis la source jusqu’aux sismomètres, voyageant au travers de l’intérieur de la terre. Une telle onde élastique peux être aussi bien de type longitudinal (phase P , comme les ondes acoustiques) ou bien de type transversale (phase S, comme les ondes lumineuses). La vitesse des ondes dépend de la composition des roches ainsi que la profondeur. Elle varie de 4 a 14 Km/sec pour les ondes type P et de 2 a 8 Km/sec pour les ondes de type S. des type spéciaux d’onde de surface peuvent aussi être détectés dans un sismogramme, connu sous comme les ondes de Love et de Raleigh. Ce sont de ondes dispersives et ont une vitesse moindre que les ondes S. Donc, sur un sismogramme d’un séisme, on observe en premier l’arrivée des ondes P puis celles des ondes transversales S et enfin les ondes de surfaces (fig.8).

sismogramme

Traitement des données

Le signal reçu au centre d’enregistrement (Fig.9) est numérisé avec une fréquence de 50 Hz, pour générer une base de données de forme d’onde sismique. Les signaux enregistres sont analyses événement par événement, pointant les arrivées visibles des phases P et S sur chacune des stations.

9. station de traitement

Comme un résultat, la localisation de l’événement sismique, le temps d’arrivé des phases et l’amplitude des ondes sont reportés dans un bulletin hebdomadaire. Les bulletins sont échangés avec le NEIC, Colorado, USA et l’ISC, UK pour le bénéfice de toute la communauté séismologique internationale.

Risque sismique

Au plus vite, l’épicentre et la magnitude d’un gros séisme local sont calculés et communiqués aux autorités compétentes. Au plus tôt, les opérations de secours peuvent alors être effectivement lancées. C’est l’une des principales tâches du centre national de séismologie du Népal. L’intensité (L’échelle de Mercalli modifiée : MM, graduée de I a XII), reflète le niveau des effets produit par un séisme sur l’environnement naturel et humain. L’intensité dépend de la magnitude, de la distance à l’épicentre, de la profondeur de l’hypocentre et des facteurs géologiques locaux. Un tremblement de terre est caractérisé par une unique magnitude, mais il peut être aussi caractérisé dans une tranche d’intensité. La plus forte intensité est généralement observé dans la zone de l’épicentre. Elle décroît rapidement depuis la zone de rupture au fur et a mesure que l’on s’éloigne de l’épicentre. Pour exemple, le tremblement de terre de 1934 (estimé à une magnitude de 8.3) a engendré une intensité de X MM dans la région de Bhojpur. La zone de rupture a été caractérisée par une intensité de VIII MM. Pour des raisons géologiques particulières, l’intensité dans la vallée de Katmandou a été aussi haute que X MM (Fig.10a, 10b).

Bhaktapur avant Bhaktapur après 1934

Les tremblements de terre peuvent aussi provoquer la liquéfaction de sédiments sableux chargés en eau ainsi que d’énorme glissement de terrain. La connaissance de la distribution des sources des tremblements de terre et les magnitudes potentielles sont nécessaires pour procéder aux études de risque sismique pour de nombreuses places. Elle peut être implémenté par l’historique des séismes passés pour projeter les récurrences probables des séismes de différentes magnitudes. La connaissance global scientifique a une implication directe pour aider, planifier, conduire les projets pour la communauté vis a vis du risque sismique.

Contact Recherche version classique
République Française - Ministère des Affaires étrangères