Etude de cas au niveau de la côte antillaise française : synthèse
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Etude de cas au niveau de la côte antillaise française : synthèse bibliographique sur les mouvements de terrain tsunamigéniques aux Antilles Rapport intermédiaire BRGM/RP-55783-FR septembre 2007 Mots clés : Antilles, mouvements de terrain, tsunami, aléa. En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante : Poisson, B. (2007). Etude de cas au niveau de la côte antillaise française : synthèse bibliographique sur les mouvements de terrain tsunamigéniques aux Antilles. Rapport BRGM RP-55783-FR, 32p, 5 figures. © BRGM, 2007, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l’autorisation expresse du BRGM. Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles Synthèse Dans le cadre du Plan Séisme, l’Etat français a confié au BRGM une « étude préliminaire de l’aléa tsunami aux Antilles ». Ce projet fait l’objet d’une convention Ministère français de l’Ecologie et du Développement Durable et BRGM n° CV 05000195. Ce rapport présente une étude de la bibliographie concernant les mouvements de terrain potentiellement tsunamigéniques aux Antilles. Nous décrivons en particulier les événements décrits dans la littérature qui pourraient affecter l’archipel de la Guadeloupe et la Martinique. L’arc des Petites Antilles consiste en un archipel d’îles volcaniques liées à la subduction de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbe. Ces volcans, dont certains sont actifs, constituent des reliefs acérés et jeunes, qui présentent donc des risques d’éruption et/ou de déstabilisation. La littérature recense des paléo-événements d’effondrements de grande ampleur de ces édifices, principalement à partir de données de géophysiques sous-marines. La qualification de ces événements en termes de volume et de période de retour nous permet de mieux cerner l’aléa tsunami lié aux mouvements de terrain. Par ailleurs, des tsunamis générés par entrée de matériel volcanique dans la mer, lors d’éruptions, sont historiquement connus. A partir des éléments historiques et reconstitués concernant ces processus, nous déterminons trois scénarios plausibles de tsunamis générés par mouvements de terrain qui seront modélisés dans un volet complémentaire du projet (cf. RP-57761-FR). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -3 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles Sommaire 1. Introduction................................................................................................... 7 2. Montserrat ..................................................................................................... 9 2.1. PALEO-EVENEMENTS ...................................................................................... 9 2.2. ERUPTION 1995-2003...................................................................................... 10 3. Guadeloupe................................................................................................. 11 3.1. PALEO-EVENEMENTS .................................................................................... 11 3.2. ERUPTION HISTORIQUE ................................................................................ 11 4. Dominique ................................................................................................... 12 5. Martinique ................................................................................................... 14 5.1. PALEO-EVENEMENTS .................................................................................... 14 5.2. ERUPTION DE 1902......................................................................................... 15 6. Autres îles ................................................................................................... 16 6.1. SAINT-LUCIA .................................................................................................... 16 6.2. SAINT-VINCENT............................................................................................... 16 6.3. KICK ’EM JENNY .............................................................................................. 16 6.4. AUTRE EVENEMENT HISTORIQUE ............................................................... 17 7. Scénarios retenus pour la modélisation................................................... 18 8. Conclusion .................................................................................................. 19 BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -5 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 9. Bibliographie............................................................................................... 21 Liste des illustrations Figure 1 – Carte de localisation des îles de l’arc des Petites Antilles présentant un risque volcanique potentiellement tsunamigénique.................................................................................................... 7 Figure 2 – Extension des dépôts d’avalanches de débris sur le plancher océanique, dans l’arc des Petites Antilles (Deplus et al., 2001).............................................................................................. 8 Figure 3 – Carte des dépôts sous-marins d’avalanches de débris identifiés autour de la partie méridionale de l’île de Montserrat (Le Friant et al., 2004)............................................................. 9 Figure 4 – Carte des déstabilisations de flanc identifiées au Sud de l’île de la Dominique, à terre et en mer (Le Friant et al., 2002). .................................................................................................... 12 Figure 5 – Carte des structures en fer à cheval identifiées sur la Montagne Pelée (île de la Martinique), et de leur continuité avec la bathymétrie (Le Friant et al., 2003). ........................... 14 BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -6- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 1. Introduction L’arc des Petites Antilles est constitué d’une série d’îles volcaniques s’alignant du Nord au Sud, entre la mer des Caraïbes à l’Ouest et l’océan Atlantique à l’Est (Figure 1). Figure 1 – Carte de localisation des îles de l’arc des Petites Antilles présentant un risque volcanique potentiellement tsunamigénique. La région est ainsi susceptible de connaître des tsunamis d’origine volcanique autant que tectonique. Deux cas principaux peuvent se présenter : • lors d’une éruption, le matériel volcanique émis atteint la mer ; • suite à une éruption ou non, une partie du volcan est déstabilisée et s’effondre dans la mer. Nous reportons ici de tels mouvements de masse considérés comme envisageables du fait de l’identification de paléo-événements, ainsi que les tsunamis d’origine volcanique historiquement connus, avant de définir en conclusion les scénarios qui devront être modélisés. Les paléo-événements d’effondrements de grande ampleur ont pour une grande part été identifiés à partir des données recueillies par la campagne de géophysique marine Aguadomar, réalisée en BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -7 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles décembre 1998–janvier 1999 dans l’arc des Petites Antilles (Deplus et al., 2001). Ces données ont permis la reconnaissance des dépôts sous-marins d’avalanches de débris autour des îles volcaniques de l’arc de subduction, et particulièrement dans le bassin de Grenade (Figure 2). Figure 2 – Extension des dépôts d’avalanches de débris sur le plancher océanique, dans l’arc des Petites Antilles (Deplus et al., 2001). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -8- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 2. Montserrat L’île de Montserrat a connu d’une part des mouvements de terrain de grande ampleur anciens (d’âge de l’ordre de plusieurs ka), d’autre part une éruption historique récente ayant provoqué des tsunamis importants. 2.1. PALEO-EVENEMENTS La combinaison des données des campagnes Aguadomar et Caraval (2002) a abouti à la reconnaissance de sept dépôts sous-marins d’avalanches de débris autour de l’île de Montserrat (Le Friant et al., 2004 ; Figure 3). Ces dépôts sont interprétés comme résultant à la fois de déstabilisations de flancs subaériennes et de ruptures de pentes sous-marines. Figure 3 – Carte des dépôts sous-marins d’avalanches de débris identifiés autour de la partie méridionale de l’île de Montserrat (Le Friant et al., 2004). Le Tableau 1 rassemble les paramètres concernant les seuls dépôts pour lesquels des estimations d’âge ou de volume sont disponibles. 1 2 Evénement : Cratère des Anglais Soufrière Hills Volume déstabilisé Age sub-aérien 0.5 km3 > 4 ka BP sub-aérien quelques km3 130–112 ka BP BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -9 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 3 4 - sous-marin sous-marin 0.9 km3 ? < dépôt 4 > 130 ka BP Tableau 1- Evénements d’effondrements sub-aériens et sous-marins identifiés pour l’île de Montserrat, avec estimation des volumes déstabilisés et des âges d’occurrence correspondants (d’après Le Friant et al., 2004). 2.2. ERUPTION 1995-2003 L’éruption actuelle du volcan des « Soufrière Hills », sur l’île de Montserrat, a commencé en 1995. Elle se caractérise notamment par une alternance de phases de croissance du dôme de lave, et d’effondrements suivis d’écoulements pyroclastiques à l’océan dont les volumes se chiffrent en dizaines de millions de m3 (Trofimovs et al., 2006). L’événement le plus important survenu depuis 1995 s’est produit les 12 et 13 juillet 2003, et constitue le plus gros effondrement de dôme volcanique historiquement connu. Pendant 18 heures, environ 210 x106 m3 de matériel pyroclastique ont dévalé la vallée de la rivière Tar avant d’entrer dans l’océan (Herd et al., 2005). Cet événement a provoqué un tsunami affectant les îles de Montserrat, d’Antigua, et de la Guadeloupe. Des observations font état d’un run-up de l’ordre de 0.5 à 1 m, principalement sur la côte Ouest de Basse-Terre (Pelinovsky et al., 2004). On estime que les autres effondrements survenus dans le même secteur de Montserrat depuis le début de l’éruption en 1995, n’ont pas apporté plus de 50 x106 m3 de matériel à la mer (Cole et al., 2002, Trofimovs et al., 2006), et n’ont pas provoqué de tsunami connu sur la côte guadeloupéenne. Un événement comme celui du 26 décembre 1997 aurait rejeté 20 x106 m3 à la mer, et n’a provoqué qu’un tsunami très localisé, à Old Road Bay, atteignant néanmoins 3 m de run-up et 80 m de profondeur d’inondation (Calder et al., 1998). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -10- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 3. Guadeloupe Sur l’île de la Guadeloupe, on trouve dans la littérature essentiellement des indices d’événements de grande ampleur anciens, et la mention d’une éruption historique sous-marine et potentiellement tsunamigénique. 3.1. PALEO-EVENEMENTS Le volcan actif de la Guadeloupe, la Soufrière, aurait connu, durant les derniers 15000 ans, 7 éruptions péléennes avec écoulements pyroclastiques et 10 effondrements partiels de l’édifice ayant entraîné des avalanches de débris (Komorowski et al., 2002, 2005). Huit déstabilisations de flanc se seraient produits durant les derniers 8500 ans (Boudon et al., 1984, Komorowski et al., 2002). La plupart des avalanches de débris associées auraient atteint la mer des Caraïbes, à l’Ouest (ville de Basse-Terre), certaines ont pu atteindre l’océan Atlantique, à l’Est. Les volumes de dépôts d’avalanches de débris associés sont estimés inférieurs à 1 km3, voire inférieurs à 0.5 km3 (Komorowski et al., 2005). Bien qu’aucune trace de dépôts correspondant à ces événements n’ait été identifiée sur les données sous-marines (Figure 2 ; Deplus et al., 2001), les observations de terrain montrent qu’une partie du matériel écoulé s’est écoulé en mer, sans doute drainée par une vallée sous-marine (Boudon et al., 2003). Komorowski et al. (2005) déduisent de leurs observations que la période de retour des éruptions d’effondrements avec avalanches de débris est de l’ordre de 1000 ans sur les derniers 8500 ans, tandis que celle des éruptions péléennes avec écoulements pyroclastiques est d’environ 2000 ans. Le Friant et al. (2006) ont modélisé la mise en place d’une avalanche de débris qui correspondrait à un paléo-événement ayant eu lieu à 3100 ans BP. Le volume effondré est estimé à 0.35 km3 à partir du volume manquant de la structure considérée. Selon la simulation jugée la plus réaliste par Le Friant et al. (2006), une partie de ce volume aurait atteint la mer. 3.2. ERUPTION HISTORIQUE Le 17 février 1843, une éruption volcanique sous-marine (peut-être liée au violent séisme de Guadeloupe du 8 février) aurait eu lieu entre la Guadeloupe et Marie-Galante. L’émission d’une grande colonne d’eau ayant été observée, la possibilité qu’un tsunami ait été généré localement existe, mais paraît peu probable (Lander et al., 2002 ; O’Loughlin and Lander, 2003). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -11 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 4. Dominique L’exploitation des données de la campagne Aguadomar (1998–1999) montre que les dépôts sousmarins d’avalanches de débris présentant l’extension la plus importante sont observés au large de l’île de la Dominique (Figure 2 ; Deplus et al., 2001). Ils couvrent là une surface d’au moins 3500 km2, dont 1100 km2 comportant des mégablocs pouvant atteindre 2.8 km de long sur 260 m de haut (Deplus et al., 2001). Figure 4 – Carte des déstabilisations de flanc identifiées au Sud de l’île de la Dominique, à terre et en mer (Le Friant et al., 2002). Ces dépôts sous-marins sont corrélés à des structures de déstabilisation de flanc de volcan reconnues à terre (Le Friant et al., 2002 ; Figure 4). Trois paléo-événements potentiels sont associés à ces structures et dépôts : l’estimation des ordres de grandeur des volumes déstabilisés correspondants est reportée dans le Tableau 2, avec les âges proposés par Le Friant et al. (2002). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -12- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles Evénement : Plat-Pays Soufrière Morne-Rouge Volume déstabilisé 18–20 km3 6–7 km3 < 1 km3 Age ~100 000 ans BP 6600–2380 ans BP < 6600 ans BP Tableau 2- Evénements de déstabilisation de flanc de volcan identifiés sur l’île de la Dominique, avec estimation des volumes déstabilisés et des âges d’occurrence correspondants (d’après Le Friant et al., 2002). L’événement le plus récent concerne la structure de Morne-Rouge. Les dépôts sous-marins associés à l’événement apparaissent difficiles à distinguer des dépôts antérieurs, il n’est donc pas prouvé que le rempart d’effondrement dont on a identifié les traces à terre soit relié à un seul événement. Le Friant et al. (2002) estiment seulement des limites inférieures d’âge et de volume pour cette déstabilisation, ce qui n’exclut pas un événement relativement récent (au cours des 6 derniers milliers d’années) et d’ampleur suffisante à provoquer un tsunami (cf. par exemple le tsunami lié à l’effondrement de dôme de Montserrat en juillet 2003, qui n’a mobilisé que 0.2 km3 de matériel). Selon Sigurdsson et al. (1980), des dépôts sous-marins datant de 28000 ans témoignent d’une éruption explosive accompagnée d’écoulements pyroclastiques qui auraient pénétré l’océan sur une distance de 100 km, générant probablement un ou des tsunamis importants. BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -13 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 5. Martinique De même que l’île de Montserrat, l’île de la Martinique aurait connu des effondrements de grande ampleur jusqu’à quelques ka BP, ainsi qu’une éruption historique ayant généré plusieurs tsunamis conséquents. 5.1. PALEO-EVENEMENTS En Martinique, les données multifaisceaux de la campagne Aguadomar (Deplus et al., 2001) ont été également exploitées par Le Friant et al. (2003) conjointement à des observations et mesures de terrain. La Montagne Pelée, volcan actif situé dans la partie septentrionale de l’île de la Martinique, présente une morphologie caractérisée par la présence de plusieurs structures d’effondrements. Les structures observées à terre et les dépôts sous-marins situés au Sud-Ouest du volcan, en direction du bassin de Grenade, sont interprétés comme résultant de trois paléo-événements (Figure 5 ; Vincent et al., 1989, Le Friant et al., 2003). L’estimation des ordres de grandeur des volumes déstabilisés et des âges d’occurrence est reportée dans le Tableau 3. Figure 5 – Carte des structures en fer à cheval identifiées sur la Montagne Pelée (île de la Martinique), et de leur continuité avec la bathymétrie (Le Friant et al., 2003). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -14- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles Evénement : 1 2 3 Volume déstabilisé 25 km3 13 km3 2 km3 Age 100–200 ka BP ? 25 ka BP 9 ka BP Tableau 3- Evénements de déstabilisation de flanc de la Montagne Pelée (île de la Martinique), avec estimation des volumes déstabilisés et des âges d’occurrence correspondants (d’après Le Friant et al., 2003). Le Friant et al. (2003) concluent leur étude en indiquant que le cône en construction depuis environ 9 ka BP pourrait également s’effondrer un jour, en provoquant une avalanche de débris catastrophique, et potentiellement tsunamigénique. Il est pour l’instant impossible de prédire quand un tel événement serait à prévoir. Néanmoins, les auteurs pointent le fait que les événements identifiés semblent de plus en plus rapprochés, tout en concernant des volumes de plus en plus petits. 5.2. ERUPTION DE 1902 L’éruption dévastatrice de la Montagne Pelée survenue en mai 1902 a provoqué dès le 5 mai un tsunami local ayant affecté une partie de la côte occidentale de l’île. Généré par l’entrée d’un lahar dans la mer, le tsunami aurait atteint à Saint-Pierre une amplitude de 3–4 m, voire 4–5 m, un retrait de 25–30 m et une profondeur d’inondation de 30 m (Chrétien and Brousse, 1989 ; Tanguy, 1994 ; Pararas-Carayannis, 2004). La poursuite de l’éruption aurait donné lieu à deux autres tsunamis au moins, le 8 mai, puis le 20 mai, causant des dégâts importants à Fort-de-France, au Carbet, au Prêcheur et jusqu’à BassePointe, situé au Nord-Est de l’île (Zahibo and Pelinovsky, 2001, d’après Bryant, 2001 ; Lander et al., 2002). Enfin, lors d’une reprise de l’éruption le 30 août 1902, un tsunami aurait atteint une hauteur de 1 m à Fort-de-France (Lander et al., 2002). BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -15 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 6. Autres îles Les autres îles de l’arc des Petites Antilles présentant des risques volcaniques potentiellement tsunamigéniques se situent toutes au Sud de la Martinique (Figure 1). 6.1. SAINT-LUCIA Suite à la campagne de géophysique marine Aguadomar en 1998–1999, plusieurs dépôts d’avalanches de débris ont été identifiés au large du volcan Qualibou, sur l’île de Saint-Lucia (Deplus et al., 2001 ; Figure 2). Cependant, aucun dépôt correspondant n’ayant été observé à terre, les événements de déstabilisation qui s’y rattachent probablement ne sont pas encore connus (Boudon et al., 2003). 6.2. SAINT-VINCENT A Saint-Vincent, le volcan de la Soufrière a connu au moins une déstabilisation de flanc importante, dont les dépôts d’avalanche de débris ont pu être identifiés en mer lors de la campagne Caraval de 2002 (Boudon et al., 2003). Sur la période historique, l’éruption du 7 mai 1902 a généré un tsunami local du fait l’entrée de coulées boueuses dans la mer, causant ainsi d’importants dégâts, en particulier à Wallibou (Lander et al., 2002 ; O’Loughlin and Lander, 2003). 6.3. KICK ’EM JENNY Le Kick ’em Jenny est le seul volcan sous-marin actif de l’arc des Antilles. Situé au Sud de l’arc, voisin de l’île de Grenade, son sommet atteint actuellement 180 m de profondeur, après s’être élevé d’environ 100 m entre 1962 et 1976 (Le Friant, 2001 ; Watlington et al., 2002). Le Friant (2001) interprète la morphologie en fer à cheval du volcan comme résultant probablement d’une déstabilisation de flanc analogue aux événements ayant affecté les volcans émergés de l’arc. De futurs effondrements pourraient générer avalanches de débris et tsunamis, mais la probabilité d’occurrence de tels événements est considérée comme faible à l’heure actuelle (Lindsay et al., 2005). La seconde cause de génération de tsunami envisageable dans le cas du Kick ‘em Jenny est l’éruption sous-marine. En 1939, l’éruption qui permit d’identifier le volcan pour la première fois aurait généré un tsunami local, avec des vagues de courte période, ou simplement une houle importante (Lindsay et al., 2005). Smith and Shepherd (1993) ont simulé un tsunami généré par une explosion sous-marine de l’ampleur de celle du Krakatoa en 1883, envisageant au pire un runup de 8 m à Grenade, s’atténuant à 1 m aux Iles Vierges. BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -16- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles Cependant, compte tenu de la profondeur du point d’émission (actuellement 264 m), Lindsay et al. (2005) estiment que la probabilité d’occurrence d’une éruption tsunamigénique est pour l’instant très faible, et le restera tant que le volcan ne s’élèvera pas plus près de la surface. Du reste, une nouvelle modélisation des vagues générées par une éruption explosive du Kick ‘em Jenny suggère que celles-ci, très turbulentes, n’atteindraient pas les îles voisines, Grenade et les Grenadines – a fortiori non plus les îles françaises, beaucoup plus éloignées (Gisler et al., 2006). 6.4. AUTRE EVENEMENT HISTORIQUE Le 3 novembre 1911, l’explosion d’un volcan de boue provoque des « vagues extraordinaires » à Trinidad (île du Sud de l’arc, voisine du Venezuela). Si le phénomène est susceptible de se produire ailleurs dans l’arc, il s’agit d’un événement à portée très localisée, dont ce seul exemple historique n’a pu concerner les territoires français. BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -17 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 7. Scénarios retenus pour la modélisation A partir des paléo-événements de grande ampleur et des éruptions historiques recensés, nous déterminons trois scénarios de tsunamis générés par mouvements de terrain. Deux de ces scénarios sont basés sur des événements historiques d’éruptions ayant généré des tsunamis par entrée d’avalanche de débris ou de lahar dans la mer, tandis que le troisième repose sur un événement de déstabilisation de volcan de grande ampleur tel que ceux décrits comme paléoévénements dans la littérature. Les trois scénarios sont les suivants : • l’événement de Montserrat de juillet 2003, bien documenté par Herd et al. (2005) ; la fraction de volume de débris dont l’entrée dans la mer aurait généré le tsunami est estimée à 16 millions de m3. • l’éruption de la Montagne Pelée en mai 1902 ; dans ce cas, le volume du lahar ayant généré le tsunami est estimé à environ 5 millions de m3. • l’entrée dans la mer d’une partie du matériel effondré dans le cas d’une déstabilisation de flanc de la Soufrière en Guadeloupe. Nous reprendrons dans ce cas les caractéristiques de l’avalanche de débris modélisée par Le Friant et al. (2006). Cette modélisation se base sur un paléo-événement daté de 3100 ans B.P., et pourrait correspondre à un événement potentiel futur. BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -18- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 8. Conclusion La littérature fournit deux types d’informations sur le risque volcanique de tsunami : • les paléo-événements d’effondrements de grande ampleur, dont témoignent les structures volcaniques subaériennes et parfois, les dépôts d’avalanches de débris détectés dans les données sous-marines. Ces événements concernent généralement des volumes de matériau se chiffrant en km3, et leurs âges estimés s’étalent de quelques milliers d’années à la centaine de milliers d’années. S’il n’est pas avéré que ces effondrements aient provoqué des tsunamis, les volumes en jeu sont tels qu’on peut néanmoins le supposer. • les éruptions historiques ayant généré des tsunamis, principalement par entrée dans la mer d’écoulements pyroclastiques. Les volumes de matière concernés sont beaucoup moins importants. Par exemple : 20 x106 m3 ont suffi à provoquer un tsunami local d’une hauteur de 3 m à Montserrat, en décembre 1997 (Calder et al., 1998) ; le volume du lahar responsable du tsunami local de la Montagne Pelée, le 5 mai 1902, serait de l’ordre de 10 x106 m3 (Tanguy, 2004). Notons que plus les volumes en jeu sont faibles, plus les effets des tsunamis sont localisés près de la source. Les tsunamis locaux sont néanmoins susceptibles d’occasionner d’importants dégâts (hauteur de vague et profondeur d’inondation importantes). En effet, la génération du tsunami n’est pas caractérisée par le seul volume de matériau effondré ou écoulé en mer, mais également par la durée de l’événement (ou la vitesse d’entrée dans la mer). Sans exemple détaillé, il est impossible d’estimer selon quelle chronologie le produit d’une déstabilisation de flanc de volcan de grande ampleur pénètre en mer, ce dont découlent directement les conséquences en termes de tsunami. L’exemple de l’effondrement de dôme qui affecta le volcan des Soufrière Hills, à Montserrat, les 12-13 juillet 2003, démontre que les coulées pyroclastiques peuvent entrer dans la mer sur une longue durée (au moins 15h dans ce cas ; Herd et al., 2005). Seul le pic de flux de débris entrant dans la mer a entraîné un tsunami : sur un volume total effondré de 200 x106 m3, le volume jugé responsable du tsunami est estimé à 16 x106 m3 et serait tombé en 2 minutes (Herd et al., 2005 ; Edmonds et al., 2006). L’analyse de la bibliographie sur le risque volcanique potentiellement tsunamigénique fait apparaître les points suivants : BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -19 - Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles • l’occurrence d’éruptions historiques à Montserrat (2003) et la Martinique (1902) ayant entraîné la génération de tsunamis importants, respectivement en Guadeloupe et en Martinique, incite à étudier précisément le risque tsunami de tels événements. • l’absence d’événements tsunamigéniques historiquement connus en Guadeloupe et en Dominique porte à envisager plutôt le cas de déstabilisations de flanc de grande ampleur, telles que celle dont Le Friant et al. (2006) ont modélisé la mise en place. Cependant, les données concernant ces événements étant limitées (estimation grossière de volume et emplacement), la question d’en étudier ou non le risque tsunamique reste ouverte. • les événements potentiellement tsunamigéniques affectant les îles du Sud de l’arc des Antilles n’auraient probablement que des effets locaux qui n’atteindraient pas les îles françaises. Nous avons donc choisi de simuler les trois scénarios de tsunamis suivants : 1. le tsunami généré par l’événement de Montserrat de juillet 2003, ayant atteint la côte occidentale de la Guadeloupe. 2. le tsunami généré lors de l’éruption de la Montagne Pelée en Martinique le 5 mai 1902, par l’entrée d’un lahar dans la mer, ayant touché la côte Nord-Ouest de l’île. 3. un tsunami généré par l’entrée dans la mer du matériel effondré lors d’une déstabilisation de flanc potentielle du volcan de la Soufrière en Guadeloupe. BRGM/RP-55783-FR – Rapport intermédiaire -20- Bibliographie mouvements de terrain tsunamigènes - Antilles 9. 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