Durant le mois de mai 2004, un petit essaim de sismicité a affecté les environs de Saint-Paul-de-Fenouillet (Pyrénées-Orientales, France). En deux semaines, les réseaux locaux de surveillance sismique ont enregistré quelques dizaines de séismes, dont plusieurs ont été bien ressentis par la population, sans toutefois occasionner de dommages.

Cet épisode d’activité sismique accrue s’est produit à proximité de la région affectée par un séisme beaucoup plus important, le 18 février 1996 [18,19]. D’une magnitude M_L de 5,2 environ (selon l’observatoire Midi-Pyrénées [19]), cet événement avait été ressenti jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres, et constitue le premier séisme de cet ordre en France à avoir été enregistré par des réseaux régionaux, puis étudié de façon systématique. De nombreux travaux ont été menés dans divers domaines : caractérisation par différentes techniques du choc principal (mécanisme au foyer [18], inversion du tenseur des moments [8], interférométrie radar [21], profils de nivellement [20]), études exhaustives de la crise de répliques (répartition spatiale [18–20], champ de contrainte associé [17,18], modélisation de la loi d’Omori [5]) et, enfin, analyse géochimique des eaux [24]. Cette région présente donc désormais un intérêt sismotectonique tout particulier, qui explique la présente étude et justifie notamment la décision de déployer quelques stations temporaires durant l’essaim de mai 2004, afin d’en assurer une surveillance ponctuelle. On verra que, grâce à ces stations, associées à celles des réseaux permanents, l’activité, inconnue jusque-là, d’une structure tectonique locale cachée, a pu être mise en évidence, ce qui a conduit à la réinterprétation de la crise de 1996.

L’activité sismique historique de la région de Saint-Paul-de-Fenouillet est modérée. Avant le séisme de 1996, seuls trois événements d’intensité maximale supérieure à VI (28/11/1920, 23/09/1922, et 28/12/1922) avaient été recensés dans cette partie de la chaîne pyrénéenne [3,11]. La sismicité instrumentale antérieure à 1996 est également faible [17,23]. Après la crise de février 1996, de nombreuses répliques ont été enregistrées (plus de 800 en cinq jours), et l’activité est restée soutenue pendant plusieurs mois, avant de décroître progressivement. Entre 1999 et 2005, abstraction faite de l’essaim de mai 2004, seuls 39 séismes ont été enregistrés par les réseaux permanents dans un rayon de 10 km autour de Saint-Paul, avec des magnitudes M_L allant de 0,7 à 2,4. Ce chiffre est inférieur d’un facteur 10 environ à ceux des régions les plus actives des Pyrénées (Béarn, Bigorre).

Le séisme du 18 février 1996 et la crise de répliques consécutive se sont produits au niveau du massif hercynien de l’Agly, dans l’Est des Pyrénées (Fig. 1). Isolé à l’intérieur de la zone Nord-Pyrénéenne, ce massif est constitué de matériel granitique et métamorphique. Il est situé entre deux synclinaux mésozoïques (Saint-Paul-de-Fenouillet, au nord, et Boucheville, au sud), et limité par les failles subverticales de la Clue-de-la-Fou, au nord, et de Trilla–Bélesta, au sud (Fig. 2). Sa mise en place remonte à la phase d’extension régionale consécutive à l’ouverture du golfe de Gascogne (Crétacé inférieur), le dernier épisode de surrection qu’on lui connaisse s’étant achevé au Crétacé supérieur [7]. Pendant la phase compressive de l’orogène pyrénéen, qui a débuté il y a 65 Ma environ, le massif s’est profondément fracturé et a développé un réseau de failles décrochantes orientées N110, déformées ensuite à l’Oligocène [7].

Selon les interprétations retenues jusqu’à présent, le choc principal de 1996 aurait joué en coulissage senestre sur la faille quasi-verticale dite de Saint-Arnac [18,21]. De direction générale est–ouest, cette faille présente néanmoins une géométrie assez complexe, avec trois segments formant une jonction triple (Fig. 2). D’après la répartition des répliques, on a conclu que la faille devait s’enraciner en profondeur jusqu’à 11 km, probablement à la limite entre la croûte supérieure fragile et la croûte inférieure ductile. La modélisation de la contrainte de Coulomb permet d’expliquer la distribution des répliques, mais pas la diversité de leurs mécanismes au foyer, ce qui signifierait qu’elles se sont produites, non sur la faille de Saint-Arnac elle-même, mais sur des failles préexistantes [18] affectant l’ensemble du massif de l’Agly. Aucune de ces répliques ne s’est produite au nord de la faille de la Clue-de-la-Fou.

Avant l’essaim de mai 2004, pratiquement toute l’activité sismique connue dans la région restait localisée au niveau du massif de l’Agly, et presque aucun séisme n’avait été décelé plus au nord, dans le synclinal de Saint-Paul.

L’essaim de sismicité a débuté le 9 mai 2004, et s’est achevé le 24 mai. Les principaux événements ont été enregistrés par 24 stations distantes de moins de 120 km (Fig. 3), appartenant aux réseaux de surveillance de l’OMP (observatoire Midi-Pyrénées, Toulouse), du LDG (laboratoire de géophysique du Commissariat à l’énergie atomique), du SGC (Servei Geològic de Catalunya, Barcelone, Espagne), de l’IGN (Instituto Geogràfico Nacional, Madrid), ainsi qu’au RAP (Réseau accélérométrique permanent). Parmi ces 24 stations, 13 seulement ont enregistré plus de 10 séismes. La station accélérométrique PYFE, située dans Saint-Paul-de-Fenouillet, a enregistré chacun des 71 événements localisés durant la crise. Sa présence, à une distance épicentrale inférieure à 3 km pour plus de 90 % des séismes et jamais supérieure à 5 km, assure un excellent contrôle de la profondeur hypocentrale, même avant l’installation des stations temporaires.

Deux jours après le début de l’essaim, nous avons installé, dans les environs immédiats de Saint-Paul, deux stations temporaires équipées de capteurs courte période à trois composantes. Ces deux stations, combinées avec la station accélérométrique permanente PYFE, ont permis de détecter et localiser, avec une bonne précision, des séismes de très faible magnitude. On verra par la suite l’importance de ces stations temporaires dans l’interprétation des résultats obtenus.

Au total, 71 séismes ont pu être localisés, dont la plupart (64) se sont produits durant la première semaine. Les magnitudes (M_L alignées sur celles du LDG) varient entre 0,7 et 2. Afin de pouvoir comparer les résultats avec ceux obtenus pour la crise de 1996, étudiée en détail grâce au déploiement d’un réseau temporaire dense [17,18], nous avons utilisé la même technique de localisation (programme HYPO71 [12]) et les mêmes paramètres (modèle de croûte [18], rapport V_p/V_s [14]) que lors de cette première étude. L’erreur moyenne de localisation donnée par l’inversion est de 0,9 km en horizontal et de 0,6 km en vertical, du même ordre que celle obtenue par Pauchet et al. sur la crise de 1996 [18]. Malheureusement, aucun mécanisme au foyer n’a pu être calculé pour les séismes de l’essaim, trop petits pour donner des sens de premier mouvement nets en nombre suffisant. En revanche, les formes d’ondes des séismes enregistrés à la station vélocimétrique permanente la plus proche (environ 15 km) sont extrêmement similaires pendant toute la durée de l’essaim, ce qui suggère une grande homogénéité de mécanismes, signature d’une structure tectonique cohérente.

La première constatation est la concentration des épicentres sur une surface de moins de 10 km² à l’intérieur du synclinal de Saint-Paul-de-Fenouillet (Fig. 4). La comparaison avec la répartition des répliques du séisme de février 1996, situées au niveau du massif de l’Agly, suggère, au premier abord, qu’il s’agit de deux populations différentes. En particulier, il est clair que, ni la faille de Saint-Arnac, ni aucune autre faille du massif de l’Agly, ne peut être le siège de l’essaim de 2004.

Une coupe nord–sud passant par le choc principal de 1996 (Fig. 5) montre clairement que, si les populations apparaissent disjointes en surface, elles le sont également en profondeur (même si le plan de coupe se situe en dehors de l’essaim de 2004, ce qui n’a aucune incidence sur cette observation). Les erreurs de localisation, calculées selon la même méthode pour les deux populations, montrent que l’on ne peut attribuer à un biais de localisation cette séparation en deux groupes. Les répliques de 1996 forment un nuage de points compact situé entre 7 et 11 km de profondeur, englobant le choc principal. L’essaim de mai 2004 est situé au nord de la faille de la Clue-de-la-Fou, donc à l’extérieur du massif de l’Agly, et à une profondeur moindre, entre 4,5 et 6,5 km. On constate également sur cette coupe que la profondeur des séismes localisés grâce aux stations temporaires tend à augmenter vers le sud. Des localisations réalisées à l’aide des logiciels Hypoinverse [10] et NLLOC [13] révèlent la même tendance, alors que la technique de localisation est différente (en particulier pour NLLOC, qui utilise une approche de type exploration de grille en 3D). Les événements localisés uniquement à partir des données des réseaux permanents ne permettent pas de déceler une telle tendance. Grâce aux données apportées par les stations temporaires, on peut donc considérer l’hypothèse selon laquelle les hypocentres des séismes de l’essaim révéleraient un plan de faille. La discussion suivante nous permettra d’émettre des suppositions quant à la faille en question.

Si, d’un point de vue sismologique, il semble assuré que les deux populations de séismes (1996 et 2004) sont géométriquement disjointes, il reste néanmoins à les resituer dans la tectonique locale, et à examiner les informations que peut nous apporter l’analyse de la crise de 2004 sur le contexte de celle de 1996.

Les hypocentres des séismes de mai 2004 sont tous (sauf un) situés dans le socle hercynien, sous les couches mésozoïques du synclinal de Saint-Paul. Si on les reporte sur une coupe géologique nord–sud (Fig. 6), on constate que le plan de faille qu’ils suggèrent présente une géométrie similaire à celle des chevauchements présents dans la région : chevauchement frontal Nord-Pyrénéen [4], dédoublement de ce chevauchement présent sur les cartes géologiques locales [2], ou tout autre chevauchement plus au nord [16]. Il est donc probable que la faille responsable de l’essaim se raccorde en surface à l’un de ces chevauchements, même si les données actuellement à notre disposition ne nous permettent pas de nous montrer plus précis.

À cette information de nature tectonique viennent se combiner de nouvelles informations géologiques sur le massif granitique de l’Agly [15,16], qui précisent la géométrie du massif. Celui-ci est chevauchant vers le nord sur le synclinal de Saint-Paul, tandis que le contact avec le synclinal de Boucheville est à pendage vers le nord (Fig. 6). Plus précisément, le massif serait un pluton basculé, dont le toit se situerait au nord [15]. Cette configuration permet d’apporter une contrainte sur l’extension en profondeur du massif de l’Agly, qui semble plus limitée que ne le suggéraient les études antérieures sur le séisme de 1996 [18,19]. Ainsi, le pluton basculé de l’Agly devrait avoir une profondeur maximale de l’ordre de 5–6 km plutôt que de 11 km. Par ailleurs, les résultats de sismique–réfraction obtenus dans l’Est des Pyrénées [6,9] montrent l’existence d’un réflecteur très énergétique, avec un fort contraste de vitesse vers 4–6 km dans la région de l’Agly. Ce réflecteur pourrait correspondre à la base du massif granitique, au contact du socle hercynien (Fig. 6).

Dans ces conditions, une réinterprétation de la crise sismique de 1996 devient nécessaire. Les conclusions initiales, qui plaçaient le choc principal sur la faille de Saint-Arnac et l’ensemble des répliques à l’intérieur du massif de l’Agly, sont infirmées par les arguments avancés ci-dessus sur la géométrie en profondeur du massif. Si la base de celui-ci se trouve vers 4–6 km, le choc principal, comme la crise de répliques, est situé dans le socle hercynien et non plus à l’intérieur du massif. Il faut donc envisager l’existence dans le socle d’une faille verticale (d’après le mécanisme au foyer du choc principal) de dimensions suffisantes pour occasionner un séisme de magnitude 5,2, soit une longueur d’environ 4–5 km d’après les lois d’échelles reliant la longueur d’une faille au moment sismique et à la magnitude d’un séisme. Cette faille peut alors se raccorder au système de chevauchements de la façon représentée sur la Fig. 6. Cette configuration a déjà été rencontrée à l’intérieur de la zone Nord-Pyrénéenne [1,4,16,22]. En effet, les images tomographiques régionales des Pyrénées [22] mettent en évidence, dans la croûte supérieure de la zone Nord-Pyrénéenne, plusieurs blocs décakilométriques, provenant probablement de la croûte inférieure d’après leurs caractéristiques sismiques, remontés lors de la compression alpine à la faveur de failles chevauchantes bien décrites par les profils ECORS [6]. Si des blocs décakilométriques ont pu être arrachés à la croûte inférieure, il est fort probable que des objets de dimensions plus modestes ont pu subir le même sort. Les répliques de 1996 se seraient alors produites à l’intérieur d’un tel bloc intracrustal, qui pourrait donc être de la croûte inférieure décollée à la faveur du raccourcissement et donc de l’épaississement crustal lié à la compression alpine, lors de la formation des Pyrénées [1].

Notre hypothèse soulève plusieurs questions. Le bloc que nous évoquons ici, fréquemment décrit dans les interprétations et reconstructions géologiques des Pyrénées et plus particulièrement de la partie orientale de la zone Nord-Pyrénéenne [1,6,9], n’est pas décelé par la tomographie régionale [22], ce qui s’explique par la résolution insuffisante des images obtenues. Par ailleurs, le fait que le choc principal de 1996 soit en décrochement senestre, et non en faille inverse, comme le suggère notre interprétation, nous conduit à penser que la structure chevauchante ayant permis la remontée du bloc crustal (flèche pointillée sur la Fig. 6) a adopté un comportement différent aujourd’hui. Ce changement peut être imputé aux effets tectoniques et cinématiques de l’ouverture du golfe du Lion, survenue entre le moment de la compression et l’époque actuelle. Enfin, le schéma que nous proposons semble distinguer localement une tectonique de couverture d’une tectonique de socle, cohérentes entre elles, mais d’ampleur inégale. Ce découplage, qui se démarque des interprétations communément admises pour la géologie de la zone Nord-Pyrénéenne, peut être considéré comme un artefact de la résolution de notre étude : à petite échelle, l’analyse de la microsismicité, propos de ce travail, ouvre souvent sur d’apparents conflits avec les schémas interprétatifs à grande échelle.

Une autre hypothèse pourrait être évoquée pour unifier l’interprétation des deux crises sismiques. On pourrait envisager la possibilité que l’ensemble des séismes soient dus à une structure unique, qui correspondrait au second plan nodal du choc principal de 1996, c’est-à-dire un plan orienté nord–sud (N192), avec un pendage de 47 degrés vers l’ouest. Si c’était le cas, cependant, les séismes de l’essaim de 2004, nettement plus superficiels que ceux de 1996, devraient être situés à l’est de ceux-ci, et non à l’ouest, comme c’est clairement le cas. Cette hypothèse est donc peu probable.

Même s’il subsiste des zones d’ombre dans l’interprétation tectonique de l’essaim de sismicité de mai 2004, il n’en reste pas moins que l’étude de cet épisode a permis de révéler une structure active inconnue jusqu’alors. Située vers 6 km de profondeur sous le synclinal de Saint-Paul-de-Fenouillet, cette faille, probablement chevauchante, a pu être mise en évidence grâce aux stations sismologiques temporaires déployées rapidement après le début de l’essaim, venant compléter les enregistrements des réseaux permanents. À la lumière de ces nouvelles données, nous proposons une réinterprétation de la crise sismique de 1996, mécaniquement, géologiquement et sismologiquement plus satisfaisante que les conclusions présentées par les études précédentes. Ces résultats démontrent amplement le fait que, dans les zones de déformation lente, c’est notamment sur la durée et grâce à des réseaux permanents denses que l’on pourra améliorer notre connaissance de la tectonique et des failles potentiellement actives.