Situation

Cette zone contient la partie orientale du massif ardennais qui jouxte le Graben du Rhin. Elle est délimitée au Nord par la faille du Midi (limite avec la zone de Liège à Gulpen), et au Sud par la région volcanique de l'Eifel en Allemagne. La limite avec le massif ardennais occidental est moins évident. Il n'y a pas de structure géologique qui les différentie dans leur activité sismique distincte.

Séismicité

Séismicité instrumentale

La séismicité instrumentale dans le massif ardennais oriental est plus faible que dans la région limitrophe du Graben du Rhin. Depuis le début du 20e siècle, quelques tremblements de Terre de magnitude ML 4.0 s'y sont produit. Le plus important a été le séisme du 14 janvier 1928 qui avec une magnitude 4.0 se situait contre la frontière allemande; l'épicentre ne put malheureusement pas être localisé très précisément. Il se trouvait vraissemblablement entre Malmédy et Kalterherberg (D).

La distribution géographique des épicentres est assez diffuse, pourtant dans quelques zones, une orientation NNO-SSE se dessine clairement. Le groupe le plus frappant se trouve au milieu du massif de Stavelot (un noyau du massif Ardennais qui consiste en un greffon plus vieux). Le long de cette zone, se situe le séisme de Malmédy du 12 mai 1985 (ML = 2.9), la séquence sismique des Fagnes entre octobre 1989 et mai 1990, et quelques séismes isolés avec des magnitudes moins élevées. Au cours de la séquence des Fagnes, 452 micro-séismes ont été enregistrés par le réseau sismique belge ; sept ont atteint une magnitude plus grande que 2.0. Un autre ensemble avec la même orientation est formé par une série des séismes de magnitudes entre 3.5 à 4.2 s'est produit fin mai 1911 au sud d'Aix-la-Chapelle. À côté de ces zones orientées NNO-SSE on discerne aussi un nombre de zones qui montrent plutôt une orientation Nord-Est Sud-Ouest: les séismes profonds en dessous du massif de Stavelot, d'une zone au nord-ouest du massif de Stavelot sous lequel le séisme de Sprimont le 27 décembre 1988 (ML 3.5), le territoire de Manderfeld à la frontière occidentale de la région volcanique de l'Eifel, et quelques séismes dans le nord du Grand-Duché de Luxembourg.

Séismicité historique

Bien qu'au cours de la période instrumentale aucun grand séisme n'ait été enregistré, il ressort clairement de l'information historique que dans le passé, de tels évènements se sont passés. Le plus gros séisme sur le territoire belge que nous connaissons jusqu'à présent, a été situé dans le massif Ardennais Oriental. Il s'agit du séisme du 18 septembre 1692 dont l'épicentre était proche de Verviers. Ce séisme a ravagé différentes églises et les châteaux dans le territoire entre Aix-la-Chapelle et Verviers. Il et a même causé les dommages en Angleterre. La magnitude de ce séisme est actuellement estimée entre 6 et 6.5.

Tectonique

Quelques essaims de séismes dans le massif de Stavelot ont été mis en relation avec des lignes de rupture connues.

Cette zone d'activité s'étend sur une longueur d'environ 15 km dans la direction NNO-SSE. Les mécanismes au foyer des séismes indiquent pour cette zone des mouvements de rupture normale et des mouvements lateraux sénestre avec une composante normale importante. La localisation précise des séismes dans la sécance des Hautes-Fagnes montre que ceux-ci s'allignent sur un plan de fracture d'orientation NNO-SSE et une pente de 70° vers l'est. Cet essaim est le lien probable avec la zone de failles de Hockay qui a la même orientation, et qui est constitué de ruptures latérales sénestres avec une composante normale. Parallèlement avec la zone de rupture de Hockay, on trouve d'autres zones de ruptures orientées NO-SE. La série des séismes au sud d'Aix-la-Chapelle en 1911 était probablement liée à une de ces ruptures.

La distribution de profondeur des séismes dans le massif de Stavelot est frappante : les séismes dans la zone de failles de Hockay sont situés à une profondeur entre de 5 et 9 km, alors que tous les autres séismes se situent à une profondeur plus grande que 15 km, jusqu'à 25 km. Entre les deux groupes de profondeur, il y a un ... . Ceci semble indiquer la présence d'un découplage mécanique entre le dessus et le bas de la zone seismogène. Les séismes plus profonds dans le massif de Stavelot semblent aussi être liés aux ruptures qui sont orientées NE-SO, parallèlement aux anciennes ruptures Hercyniennes. On ne sait toujours pas lequel de ces systèmes de ruptures est à l'origine du séisme de 1692.

Les séismes au sud du massif de Stavelot montrent également un allignement NE-SO. Les séismes dans la région de Manderfeld ont une profondeur entre 18 et 22 km, et se trouvent juste à côté d'une zone volcanique active. Les trois séismes qui ont été enregistrés depuis 1985 dans le Nord du Grand-duché de Luxembourg, ont tous une profondeur plus petite que 6 km.

Les séismes à NO du massif de Stavelot se traduisent par des mécanismes de rupture latéraux. La profondeur de ces séismes varie entre 7 et 22 km. Le mécanisme au foyer du séisme de Sprimont indique une rupture spécifique avec un mouvement latéral dextre, soit une rupture orientée Sud-Nord, soit un mouvement latéral sénestre Ouest-Est. La disposition des autres épicentres semble confirmer la première possibilité.

Le champ de tension dans le massif ardennais oriental se trouve pris entre le Graben du Rhin et la zone de Liège à Gulpen. Il se traduit par une tension SSO-NNE spécifique, et une compression ONO-ESE spécifique.