DECORTIQUAGES

Népal : Le séisme de Gorkha décortiqué

INSU

Une équipe de chercheurs de l’Institut de Physique du Globe de Paris (CNRS, Paris Diderot, Sorbonne Paris Cité) et du Commissariat à l’Energie Atomique (CEA) a analysé le séisme de Gorkha (Népal, 25 avril 2015) en couplant de nombreuses observations géodésiques et sismologiques. Les données acquises par les nouveaux satellites radar Sentinel-1, de l’agence spatiale européenne, et ALOS-2, de l’agence spatiale japonaise, tous deux lancés en 2014, ont permis de mesurer la répartition géographique des déformations du sol engendrées par le séisme. La modélisation de ce champ de déformation couplée avec celle des données sismologiques permet de  déterminer les caractéristiques de la rupture. Et notamment de comprendre pourquoi, malgré sa magnitude 7,9, le séisme n’a pas touché la capitale Katmandou de manière aussi dévastatrice que redouté. Cette étude vient d’être publiée dans la revue Geophysical Research Letters.

Le 25 avril dernier, le séisme de Gorkha (Népal) provoquait la mort de plus de 9000 personnes au Népal central, et blessait de nombreux habitants de la capitale Katmandou et de ses environs. L’hypocentre du séisme se situe à environ 80 kilomètres au Nord-Ouest de la ville et à 15 kilomètres de profondeur sous la chaîne Himalayenne. La rupture sismique a été provoquée par l’accumulation des contraintes tectoniques au cours des dernières dizaines à centaines d’années. Cette accumulation de contraintes est elle-même le fruit de la lente et inexorable collision entre le continent Indien et le plateau Tibétain. Cette collision, qui a débuté il y a environ 50 millions d’années, a donné naissance à l’impressionnante topographie de la chaîne himalayenne (Fig. 1). En progressant à une vitesse de 2 centimètres par an, la collision Inde-Tibet continue à maintenir encore aujourd’hui ce remarquable relief.

Ce séisme vient soudainement rappeler le fort potentiel sismogène de l’arc Himalayen, que le calme apparent depuis 1934 (date du dernier séisme majeur) aurait pu faire oublier. De nombreux indices attestent que de grands séismes dévastateurs se répètent dans la région avec un temps de récurrence qui peut atteindre 500 ans. Ainsi, la paléosismologie et les archives historiques indiquent que de très forts séismes (magnitudes supérieures à 8.5) ont rompu le chevauchement frontal himalayen, c’est-à-dire le plan de contact entre le continent indien et l’Eurasie. Ces séismes se sont propagés jusqu’à la surface avec des quantités de glissement pouvant dépasser 10 mètres (les ruptures passées sont indiquées par des flèches dans la figure 2).

Fig. 2 – Localisation de la rupture du séisme du 25 avril 2015 et de la réplique du 12 mai 2015


Localisation de la rupture du séisme du 25 avril 2015 (rose) et de la réplique du 12 mai 2015 (bordeaux) ; K. = Katmandou. L’extension approximative des grands séismes himalayens passés ayant atteint le chevauchement frontal (MFT) est signalée par les flèches de couleur. La position et l’extension supposées du séisme de 1833 sont délimitées par le rectangle bleu. Les axes des grands plis formant la structure du système de chevauchement sont indiqués en traits pointillés (anticlinal en vert, synclinal en mauve). Les triangles blancs correspondent aux sommets de plus de 8000 mètres. Grandin et al. GRL 2015

Toutefois, le séisme de 2015 n’a pas engendré les destructions massives auxquelles on aurait pu s’attendre pour un séisme d’une telle magnitude (Mw=7.9) et si proche d’une grande agglomération. Les accélérations du sol enregistrées à Katmandou sont restées modérées et dominées par des oscillations de basse fréquence. Ainsi, les édifices de faible hauteur, qui forment la majeure partie des bâtiments au Népal, ont été assez peu affectés par les secousses. Bien que les pertes en vies humaines soient toujours trop sévères, ces caractéristiques des vibrations générées par le séisme ont tout de même permis d’en limiter le bilan.

L’explication de ces faibles radiations à haute fréquence à Katmandou est peut-être à chercher dans les propriétés spécifiques du processus de rupture du séisme de 2015. Pour explorer cette piste, l’équipe a analysé conjointement un grand nombre d’observables géophysiques. Les observations géodésiques, déduites de l’analyse des satellites radar Sentinel-1 et ALOS-2, couvrent toute la zone affectée par le séisme et montrent en particulier que les déplacements horizontaux, dirigés vers le Sud, ont atteint un maximum de 3 à 4 mètres juste au-dessus de la source du séisme, tandis que la surface s’est soulevée de près de 2 mètres dans la région de Katmandou [voir http://www.insu.cnrs.fr/node/5299]. L’exploitation simultanée de ces données radar avec celles provenant du positionnement GPS à haute fréquence d’échantillonnage (5 Hertz) et de la sismologie lointaine (ondes enregistrées à plusieurs milliers de kilomètres, à distance dite « télésismique ») a permis de reconstituer le déroulement précis de la rupture.

L’ensemble de ces données montre que la rupture s’est propagée d’Ouest en Est sur plus d’une centaine de kilomètres, en passant légèrement au Nord de Katmandou (Fig. 3, droite). La phase de glissement principal, durant laquelle la majorité de l’énergie a été libérée, a débuté environ 15 secondes après l’initiation de la rupture. Pendant cette phase qui aura duré 25 secondes, le front de rupture s’est propagé à une vitesse remarquablement constante d’environ 3.2 kilomètres par seconde (Fig. 3, gauche).

Fig. 3 – Déroulement de la rupture sur le plan de faille 


(à gauche) Déroulement de la rupture sur le plan de faille en fonction du temps. La rupture a débuté au niveau de l’hypocentre, signalé par l’étoile blanche. En chaque point de la faille, le glissement n’a lieu que pendant un court intervalle de temps de quelques secondes, après le passage du front de rupture. La phase de glissement principal (6 à 8 mètres) a lieu autour de 15 à 40 secondes après l’initiation du glissement à l’hypocentre, à 15 kilomètres de profondeur. Au fur et à mesure de la propagation de la rupture, qui s’effectue à une vitesse stable (~3.2 kilomètres par seconde), des sources de radiations haute fréquence sont détectées à la base du plan de faille, à environ 20 kilomètres de profondeur (symboles carrés, ronds et losanges). (à droite) Répartition du glissement total vue en carte. Les flèches indiquent le déplacement du bloc situé au-dessus du plan de faille par rapport au bloc situé en dessous. Les cercles gris représentent les répliques enregistrées dans le mois suivant le choc principal. Les symboles jaunes indiquent les sources de radiations haute-fréquence enregistrées à distance télésismiques et reconstituées par back-projection du champ d’onde. Grandin et al. GRL 2015

Une telle régularité dans la vitesse de rupture à proximité de Katmandou explique les dégâts relativement modérés dans la ville. En effet, une propagation à vitesse constante génère peu de radiations haute-fréquence potentiellement destructives, car la source principale de ces radiations vient précisément des accélérations ou des décélérations du front de rupture. Des radiations haute-fréquence ont existé lors du séisme de Gorkha, mais sont restées cantonnées sous la haute chaîne (et donc à distance de Katmandou), comme a permis de l’imager une rétro-projection du champ d’onde (Fig. 3).

Cependant, il n’y a pas lieu de penser que ces circonstances relativement favorables seront réunies lors des grands séismes qui, inévitablement, affecteront à nouveau  l’arc Himalayen dans l’avenir. De plus, les zones adjacentes au séisme de 2015 pourraient voir leur « réveil » sismique accéléré par les contraintes générées en bord de rupture. La surveillance de la déformation sur le terrain, par mesures satellitaires radar et GPS, montre que la zone s’étendant de Katmandou vers le Sud, qui n’a pas rompu lors du séisme de 2015, accumulait déjà des contraintes tectoniques avant le séisme (Fig. 4). Toutes les informations disponibles à ce jour indiquent que cette accumulation se poursuit. Le séisme de 2015 étant resté relativement profond et n’ayant pas atteint la surface, le risque sismique lié à cette partie frontale du chevauchement himalayen demeure donc entier.

Fig. 4 – Répartition du couplage intersismique précédant le séisme du 25 avril 2015


Le couplage intersismique représente la quantité de raccourcissement tectonique qui s’accumule chaque année. Une forte valeur (proche de 100%, en rouge) indique que l’accumulation de contraintes s’opère à plein régime, tandis qu’une faible valeur (proche de 0%, en jaune pâle) signifie que les plaques glissent l’une contre l’autre de façon quasi-continue. Dans le premier cas, des séismes sont nécessaires pour libérer l’énergie accumulée ; dans le second, les contraintes s’accumulent à un rythme très faible voire nul, ce qui diminue, voire annule la probabilité d’occurrence de séismes. Les points bleus représentent la micro-sismicité enregistrée régulièrement dans la zone. La bande de micro-sismicité semble prendre sa source au niveau de la transition entre la partie superficielle du plan de faille, bloquée, et la partie plus profonde, glissant de façon continue et asismique. Le séisme de 2015 semble s’être initié et s’être propagé le long de cette zone de transition, sans toutefois avoir été capable de remonter jusqu’à la surface. Cette carte indique que les zones situées de part et d’autre du séisme de 2015 (à l’Est et à l’Ouest) accumulaient déjà des contraintes avant 2015. Ces parties ont été “chargées” par le séisme de 2015, sous l’effet d’un transfert de contraintes à distance. De même, la partie située au Sud, jusqu’au MFT (en gris), est susceptible de rompre à l’avenir. Grandin et al. GRL 2015

 

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