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Université Paris 7 - Denis Diderot

Institut de Physique du Globe de Paris

Habilitation à Diriger des Recherches

De la compréhension des processustelluriques à une surveillance

opérationnelle

Mémoire présenté par

François Beauducel

devant le jury composé de :

Pascal Bernard (IPGP) . . . . . . rapporteur interneJean-François Lénat (OPGC/LMV) . . . . . . rapporteur externe

Jacques Varet (BRGM) . . . . . . rapporteur externeFabrizio Ferrucci (Univ. Calabria, Italie) . . . . . . examinateur

Pierre Briole (ENS Paris) . . . . . . examinateurClaude Jaupart (Univ. Paris 7) . . . . . . examinateur

le jeudi 20 mai 2010 à 14h30

ii

à Yanti, mon éternel supporter

à Alberto...

Résumé

La surveillance des volcans actifs doit se baser sur des observations en temps réel etun modèle de fonctionnement dynamique aidant à les interpréter en terme de processuséruptifs.

La modélisation numérique du champ de déformation, lorsqu’elle est contrainte pard’autres observables complémentaires, est l’une des méthodes efficace pour imager laplomberie interne (réservoir, conduit, fractures), condition frontière commune à la dy-namique des fluides volcaniques et à la mécanique de l’encaissant. Cette “tomographiemécanique” permet également d’estimer les caractéristiques des sources (pression etcontraintes) qui seront déterminantes dans la quantification de la stabilité du système(condition de rupture, localisation des zones de faiblesse) et donc de l’aléa volcanique.

D’autre part, un observatoire opérationnel doit intégrer des centaines de para-mètres issus de mesures pluridisciplinaires afin de répondre à la double exigence (1)d’observation des phénomènes naturels sur le long terme et (2) la nécessité absolue deréactivité du diagnostic scientifique lors d’une gestion de crise. La centralisation et lestraitements de flux de données temps-réel, l’accès aux données et aux méta-donnéeset leur intégration dans des modèles sous forme d’outils d’interprétation et d’aide à ladécision sont autant de besoins communs aux observatoires et qu’il est nécessaire dedévelopper.

Les travaux que j’ai pu mener ces dix dernières années sont une contribution à cesdeux objectifs, et ont été réalisés essentiellement dans le cadre d’un mandat de directiond’observatoire volcanologique et sismologique, contexte particulièrement bien adaptéaux spécificités des missions confiées au corps des physiciens.

iii

iv RÉSUMÉ

Table des matières

Résumé iii

I Synthèse des travaux 1

1 Introduction 3

2 Tomographie mécanique 52.1 Optimisation des mesures de déformations . . . . . . . . . . . . . 5

2.1.1 GPS : réseau cinématique . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52.1.2 InSAR : troposphère et topographie . . . . . . . . . . . . 82.1.3 Inclinométrie : effets de sites . . . . . . . . . . . . . . . . 112.1.4 Stratégie pour les volcans andésitiques . . . . . . . . . . . 15

2.2 Quelle complexité des modèles ? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172.2.1 Sources et géométries multiples . . . . . . . . . . . . . . . 182.2.2 3D : pas forcément du 2ème ordre . . . . . . . . . . . . . 182.2.3 De l’importance des fractures . . . . . . . . . . . . . . . . 19

2.3 Système hydrothermal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212.3.1 Imageries géophysiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 222.3.2 Physico-chimie des gaz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

3 Surveillance opérationnelle 253.1 Objectifs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

3.1.1 Les observatoires volcanologiques de l’IPGP . . . . . . . . 253.1.2 Cas de la Guadeloupe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 253.1.3 Nécessité et objectifs d’une surveillance opérationnelle . . 26

3.2 WEBOBS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273.2.1 Conception . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273.2.2 Applications . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

3.3 B-Cube . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 323.3.1 Communiqué “shakemaps” . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343.3.2 Analyse de la sismicité historique . . . . . . . . . . . . . . 34

4 Perspectives 374.1 Soufrière et autres volcans : stabilité et instabilité . . . . . . . . . 374.2 Surveillance et prédiction : volcan numérique . . . . . . . . . . . 38

v

vi TABLE DES MATIÈRES

II Parcours 47

5 CV 49

6 Responsabilités sci. & admin. 516.1 Direction d’observatoire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51

6.1.1 L’OVSG en bref . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 526.1.2 Politique générale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52

6.2 Autres responsabilités . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 566.3 Rayonnement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 576.4 Projets de recherche . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 576.5 Organisations et Coopérations internationales . . . . . . . . . . . 58

7 Enseignement et formations 597.1 Enseignement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 597.2 Encadrement d’étudiants . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

7.2.1 Stages L, M ou écoles d’ingénieurs . . . . . . . . . . . . . 597.2.2 Doctorat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 607.2.3 TPE et TIPE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

7.3 Encadrement d’équipe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

III Publications 63

A Bibliographie 1998-2010 65A.1 Articles . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65

A.1.1 Revues à comité de lecture . . . . . . . . . . . . . . . . . 65A.1.2 Revues sans comité de lecture . . . . . . . . . . . . . . . . 66

A.2 Autres publications . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67A.2.1 Rapports . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67A.2.2 Documents collectifs officiels . . . . . . . . . . . . . . . . 68A.2.3 Communications orales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68A.2.4 Logiciels . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

A.3 Vulgarisation scientifique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71A.3.1 Articles . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71A.3.2 Posters, brochures et web . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72A.3.3 Conférences invitées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72A.3.4 Audiovisuel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73A.3.5 Accueil du public . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

B Sélection d’articles 77B.1 Beauducel et al., JGR, 2000b . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77B.2 Beauducel et al., PAGEOPH, 2004 . . . . . . . . . . . . . . . . . 90B.3 Beauducel et al., JVGR, 2006 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107B.4 Nicollin et al., EPSL, 2006 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121B.5 Bernard et al., JVGR, 2006 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138B.6 Feuillet et al., JGR, soumis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 154

Première partie

Synthèse des travaux

1

Chapitre 1

Introduction

La surveillance des volcans actifs doit se baser sur des observations en tempsréel et un modèle de fonctionnement dynamique aidant à les interpréter. Ce mo-dèle est déterminé par des études fondamentales de comportement mécanique,de structures internes, de dynamique des magmas et des gaz et du contexte ré-gional tectonique, qui permettent également d’approfondir notre connaissancede l’appareil volcanique et de son évolution.

Les grands principes de la phénoménologie des magmas et des gaz volca-niques dans les processus éruptifs commencent à être bien compris [75, 76]. Enrevanche, la direction des explosions, les conditions de déstabilisation de dômesde lave ou de flanc de volcan et les volumes mis en jeu lors d’éruptions res-tent difficilement prédictibles, alors qu’ils sont déterminants pour l’évaluationdu risque volcanique. En effet, les modèles numériques nécessitent l’introduc-tion des conditions aux frontières communes à la dynamique du magma et à lamécanique de l’encaissant. Cela concerne aussi bien les caractéristiques physico-chimiques de la source que la structure du volcan : géométrie de la chambre,du conduit magmatique, des fractures, topographie et propriétés mécaniques dumilieu considéré. Ces conditions sont spécifiques à chaque système volcanique etpeuvent évoluer avec le temps (notamment après chaque épisode éruptif) ; ellesn’ont pour l’instant été estimées que pour quelques uns des 600 volcans actifsdu Globe et généralement avec des incertitudes difficilement quantifiables.

D’autre part, l’accès “temps réel” à des observations validées et à leurs incer-titudes, dans un contexte pluridisciplinaire, est absolument déterminant poursynthétiser une interprétation des phénomènes et produire une évaluation fiabledu potentiel éruptif. Or les observatoires ont toujours fonctionné par disciplinestrès compartimentées (de la chaîne d’acquisition aux traitements et archivagesdes données), et les liens entre équipes scientifiques, lorsqu’ils existent, ne s’éta-blissent généralement qu’en bout de processus, au niveau des conclusions d’in-terprétation, voire au moment décisif du diagnostic de crise.

Les recherches que j’ai menées ou auxquelles j’ai collaboré activement cesdix dernières années, à la suite de ma thèse de Doctorat, contribuent à traiterces problématiques. Dans le présent mémoire, je synthétise ces travaux en expli-citant le contexte, les questions scientifiques posées et les principaux résultatsobtenus. Ceux-ci se répartissent en trois axes complémentaires :

– une étude des structures internes et du comportement mécanique de vol-cans choisis principalement par la modélisation numérique du champ de

3

4 CHAPITRE 1. INTRODUCTION

déformation (après analyse/correction des artéfacts sur les mesures et es-timation d’une incertitude réaliste) combiné à d’autres résultats géophy-siques permettant de caractériser les sources (et donc les conditions auxfrontières de notre problème) et la dynamique des systèmes (Chapitre 2) ;

– la réalisation d’une intégration pluridisciplinaire des données et méta-données utilisées en observatoire pour aider à la surveillance des phéno-mènes et à la gestion de crise, fruit d’une réflexion sur les outils nécessairesaux observations temps-réel et à l’archivage de données sur le long terme,à l’interface entre les besoins définis par la recherche fondamentale et lasurveillance opérationnelle (Chapitre 3).

– la mise en œuvre concrète dans le cadre de mon mandat de directionà l’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe (2001 à2007), contexte particulièrement bien adapté à ma vision de la rechercheappliquée à la surveillance (Chapitre 6.1).

En complément, l’annexe B reproduit une sélection de 6 articles de rang A :3 dont je suis premier auteur (fruit de mes travaux d’initiative personnelle), et3 dont je suis co-auteur (reflétant quelques unes de mes collaborations).

Chapitre 2

Tomographie mécanique

La prévision des éruptions et des problèmes de stabilité sur les volcans re-quière la détermination de plusieurs paramètres des forces mises en jeu : loca-lisation et état physico-chimique du magma et des gaz, zones de faiblesse desroches encaissantes, extension spatiale des effets destructeurs. Ces informationspeuvent être obtenues en combinant des observations directes et un modèled’interprétation, lequel nécessite des conditions aux frontières (comme la to-pographie et la géométrie des structures internes) et des paramètres de sources(pression, champ de contrainte) pouvant être partiellement obtenues grâce à uneanalyse détaillée du champ de déformation en surface [37, 6, 15, 8]. Le termeoriginal de “tomographie mécanique” traduit cette capacité à obtenir une cer-taine image des sources et structures internes du volcan au moyen d’un modèlemécanique contraint par les déformations observées en surface.

La mesure des déformations du sol exige cependant une méthodologie parti-culière ; en effet, d’une part, il n’existe pas de technique universelle permettantd’obtenir simultanément un échantillonnage spatial et temporel avec la préci-sion généralement souhaitée, et d’autre part, chaque technique intègre un cer-tain nombre d’artéfacts exigeant un traitement adéquat. Cette méthodologie duchamp de déformation fut l’objet de ma thèse [6].

Je synthétise dans ce chapitre mes travaux ultérieurs concernant l’optimisa-tion des mesures puis leur modélisation pour contraindre la plomberie internedes volcans.

2.1 Optimisation des mesures de déformations

2.1.1 GPS : réseau cinématique

J’ai abordé la technique GPS en 1992 par l’implantation d’un réseau derépétition sur le volcan Merapi (Indonésie), en collaboration avec l’IGN. Cevolcan présente une activité quasi continue avec production et destruction d’undôme de lave, accompagnées d’explosions et nuées ardentes parfois meurtrières.Déclaré volcan laboratoire de la Décennie des Risques par l’UNESCO, le Merapia été l’objet pendant près de 20 ans d’un programme de recherche en coopérationentre la France et l’Indonésie dont l’un des buts, pour les équipes françaisesparticipantes, était d’étudier un édifice actif “proche” des volcans antillais.

5

6 CHAPITRE 2. TOMOGRAPHIE MÉCANIQUE

Nous utilisions des récepteurs mono-fréquence sur un terrain au relief mar-qué, ce qui obligeait à traiter les problèmes atmosphériques avec soin [6, 13], enparticulier pour les déformations en champ lointain. Je me suis ensuite intéresséau champ proche des déformations, en exploitant les signaux observés autour ducratère sommital (jusqu’à 20 cm d’amplitude) liés à l’activité magmatique su-perficielle (dôme de lave) [6, 15]. La modélisation 3D des signaux de 1993 à 1997a permis de tester et d’identifier les sources possibles de déformations (poids dudôme, pression dans le conduit, frottements sur les parois du conduit), maisa aussi révélé une forte hétérogénéité du champ de déformation au sommet :présence de nombreuses fractures, mouvements de blocs. Cependant, la faibledensification spatiale du maillage (environ 10 repères sur une zone de 500 m decoté, dont la moitié de la surface était inaccessible) et la lourdeur des missionssur le terrain n’ont pas permis de localiser précisément les discontinuités méca-niques de l’édifice délimitant les zones présentant un risque d’instabilité. Cettecondition semblait pourtant nécessaire pour évaluer les volumes mis en jeu, etquantifier l’aléa associé.

En 1999, nous avons alors décidé de resserrer le réseau de surveillance enutilisant le traitement GPS cinématique. Cette méthode commençait à être uti-lisée de plus en plus en géophysique [36, 3]. Elle permet de localiser une tra-jectoire réalisée avec un pas d’échantillonnage serré (typiquement 1 seconde) ; ilest ainsi possible de multiplier les points et de résoudre en partie ces problèmesd’échantillonnage spatial et temporel du champ de déplacement. Son principalinconvénient est la précision de positionnement relatif (environ 10 cm) qui dé-pend à la fois de la durée de stationnement sur les repères et de la longueur deslignes de base.

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(b)

Figure 2.1 – Méthodologie des mesures GPS combinées cinématique/statique : (a)exemple de 2 trajectoires cinématiques passant par les repères cinématiques et sta-tiques. (b) Lignes de base relatives avant ajustement (échelle exagérée). Les pointscinématiques sont mesurés au moins 2 fois (avec 2 minutes de stationnement) au coursd’une trajectoire partant du point 1 près du point de référence A et finissant au mêmepoint (boucle). Ces lignes de base ont ≈ 5 cm de précision avec des erreurs cumuléesle long de la trajectoire. Au moins 3 lignes de base fermées (A-B-C) sont mesurées enmode rapide-statique (15 mn) entre des repères communs aux trajectoires. Ces lignesde base ont ≈ 1 cm de précision, et contrôlent l’ajustement du réseau (d’après [17]).

Nous avons alors mis au point un protocole de mesure et de traitement per-

2.1. OPTIMISATION DES MESURES DE DÉFORMATIONS 7

mettant d’améliorer la précision du GPS cinématique, en partant du constatsuivant : l’erreur de positionnement liée au traitement cinématique n’est pasaléatoire mais est en grande partie due à l’évolution lente de la position dessatellites au cours de la journée. Le positionnement d’une trajectoire qui revientà son point de départ ne boucle pas ; elle est décalée car géométriquement défor-mée dans des proportions qui augmentent avec la durée de mesure. La solutionque nous avons proposée ([17], article JGR reproduit en Annexe B.3) est decombiner des mesures rapides en mode cinématique (sur plusieurs trajectoirescourtes et fermées, en stationnant chaque repère pendant 2 minutes au moyend’une canne) avec quelques mesures statiques aux extrêmes du réseau, puis decompenser toutes les lignes de base en post-traitement (voir Figure 2.1). Lacompensation du réseau se traduit par une simple inversion linéaire (méthode[71]), et permet de réduire l’erreur relative sur chaque trajectoire puis de “re-porter” les incertitudes sur l’ensemble des points du réseau. L’erreur finale surles points est ramenée à 1 cm environ sur les 3 composantes.

Par rapport aux mesures GPS en mode statique, la méthode proposée réduitdonc considérablement la logistique de terrain (deux opérateurs suffisent pourmesurer un petit réseau de ce type en une seule journée), avec une précision depositionnement à peine plus faible et une densité spatiale bien supérieure. Nousavons également pris soin de former les équipes indonésiennes aux équipements,protocoles, et traitement des données pour établir des cartes de déformations.Ce travail a été réalisé grâce à deux étudiants (École d’Ingénieur et DEA, voirSection 7.2.1) dont j’ai dirigé les stages.

Ce réseau a ainsi été réitéré plusieurs fois par an par l’Observatoire du Me-rapi. Il a permis notamment de détecter les signes précurseurs de l’éruption dejanvier 2001, au cours de laquelle toute une zone du sommet s’est écroulée versl’ouest, provoquant de nombreuses nuées ardentes dans les vallées habitées (voirFigure 2.2).

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Figure 2.2 – Vecteurs déplacements observés entre 1999 et 2002 sur le réseau ciné-matique du Merapi (d’après [17]).


2.1.2 InSAR : troposphère et topographieMes travaux sur l’interférométrie radar ont été effectués entre 1998 et 1999

(sujet de mon premier post-doctorat, sous la direction de Pierre Briole). Il enest sorti deux publications de rang A : l’un présentant les tous premiers interfé-rogrammes sur les Campi Flegrei [2], et un second plus conséquent mettant enévidence des effets troposphériques marqués sur l’Etna ([12], reproduit en An-nexe B.1 de ce document). Pendant 10 ans, je n’ai pas retravaillé sur l’InSARmais ces deux papiers sont encore régulièrement cités aujourd’hui.

En 1999, l’interférométrie d’images radar obtenues à partir des données dessatellites ERS1 & 2, JERS et RADARSAT avait été appliquée à l’étude desdéformations associées aux tremblements de terre [58], aux mouvements de ter-rain [24, 23, 45], au fluage des glaciers [46], et encore très peu aux déformationsvolcaniques [56]. [57] ont fait une revue détaillée de la méthode InSAR dans leurarticle de synthèse.

Les thèmes de recherche de l’époque étaient essentiellement :– l’amélioration des logiciels de calcul, de filtrage et de déroulement automa-tique des franges ;

– l’amélioration de la connaissance des orbites des satellites ;– l’amélioration des modèles numériques de terrain utilisés pour le calcul inter-férométrique ;

– l’amélioration de la correction troposphérique à appliquer aux interférogrammesbruts ;

– la validation sur le terrain des mesures de déformations détectées par interfé-rométrie, en particulier à l’aide de mesures GPS ou de nivellement ;

– la prise en compte de la grande diversité des données d’interférométrie pouraméliorer la modélisation de déformations observées ou mettre en évidencedes déformations non observées préalablement.

Effets troposphériques et topographie (Etna)

La précision de l’interférométrie différentielle pour la détection des mouve-ments de surface se trouve limitée par les effets atmosphériques. Une modifica-tion des conditions de température, pression et humidité dans la couche basse del’atmosphère (troposphère) entre les instants d’acquisition de chaque image in-duit une variation de temps de trajet de l’onde radar. Il s’ensuit une rotation dephase pouvant se traduire, dans le cas d’une hétérogénéité latérale de la météosur la zone de l’image, par des franges supplémentaires sur l’interférogramme.Dans les régions à fort relief, cet effet est critique car le délai troposphériquedépend de l’altitude de chaque point ; le système de franges parasites n’est alorsplus uniforme sur l’image et il peut masquer le signal d’origine géophysique.Delacourt et al. [32] ont ainsi développé un modèle permettant de simuler l’effettroposphérique à partir de données météorologiques acquises en quelques pointsde l’image (mesures au sol et ballons sondes). L’application de ce modèle avaitpermis d’améliorer la précision des mesures de déformations lors de l’éruptionde 1991-1993 [33]. Les corrections troposphériques différentielles pouvaient at-teindre deux franges soit l’équivalent de 56 mm de déplacement.

Nous avons alors cherché une méthodologie pour estimer ces effets à partirdes images elles-mêmes. L’analyse temporelle et spatiale des interférogrammes


(a) (b)

(c) (d)

Figure 2.3 – (a) interférogramme de l’Etna (sep. 1992 - oct. 1993) ; (b) modèle combinétroposphère 1D / déformations 2D [12] ; (c) modèle de déformations 3D [26] ; (d)Couverture du magazine Nature [56].

montrent, sur certaines images, une forte corrélation entre la phase et la to-pographie. Ceci avait bien sûr été observé par Massonnet et al. [56], qui enavaient cependant minimisé l’importance. En effet, l’un des interférogrammes(septembre 1992 - octobre 1993) montrait près de 4 franges pratiquement circu-laires autour du volcan (voir Figure 2.3a), ce qui semblait donc sortir largementdu bruit. Les auteurs ont ainsi modélisé tout le signal observé par un pointsource en milieu semi-infini élastique homogène [63] à 16 ± 3 km de profon-deur. Cayol & Cornet [26] ont ensuite proposé une modélisation 3D prenanten compte la topographie ; le résultat a permis de réduire l’incertitude sur laprofondeur (±1 km) et d’expliquer l’aplatissement observé au sommet (voir Fi-gure 2.3c). Cependant, si le modèle reproduisait les données au premier ordre,la forme complexe des franges autour de l’édifice restait difficile à interpréter, lemodèle de déformation ayant déjà pris en compte les effets de la topographie.D’autre part, plusieurs études de déformations sur l’Etna indiquent une source


à environ 6 km de profondeur seulement [20, 55].L’autre problème de ces franges troposphériques corrélées à la topographie

(on entend par “corrélation” le fait qu’il existe une même valeur de phase in-terférométrique pour une altitude donnée dans l’image) est l’apparente possibleconfusion avec les déformations. Au premier ordre, avec un volcan de forme co-nique, les deux effets semblent être similaires. En fait nous avons montré qu’ilssont parfaitement dissociables sur les interférogrammes, essentiellement en rai-son de l’angle d’incidence des ondes radar (vue oblique du satellite ERS à 23˚dela verticale) qui entraîne une asymétrie marquée des franges liées aux déforma-tions tridimentionnelles, ce qui n’est pas le cas des délais troposphériques dansle cas de couches horizontales homogènes. En d’autres termes, une source dedéformation finie ne peut en aucun cas générer une phase interférométriqueparfaitement corrélée avec la topographie : seul un modèle troposphérique ho-mogène peut entrainer un retard de phase constant pour une altitude donnée(voir Figure 2.4).

Figure 2.4 – Simulation de phase interférométrique liée à la troposphère (rouge) et àun modèle simple de déformation (noir) pour une source à 6 et 16 km de profondeur surl’Etna. Pour une tranche d’altitude donnée, il n’existe pas de modèle de déformationpour lequel il y a unicité des phases.

BEAUDUCEL ET AL.: INSAR TROPOSPHERIC EFFECTS AT ETNA VOLCANO 17

Nov 96 Jan 97 Mar 97 May 97 Jul 97 Sep 97

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InSAR (this study) GPS [Bonforte et al.]

Figure 13. Comparison of tropospheric delay’s at 3000 mmodeled in this paper, and estimated from GPS measurements onEtna (A. Bonforte et al., submitted paper, 1999).

Figure 14. Example of residual obtained after tropospheric anddeformation model removal (interferogram 54). The residualphase must be attributed to inhomogeneous tropospheric effects orlocal deformation.

Figure 2.5 – Comparaison des délais troposphériques à 3000 m, modélisés à partirdes images InSAR [12] et estimées à partir de données GPS [22].


En supposant un modèle de troposphère en couches horizontales (à 4 pa-ramètres), nous avons inversé les délais troposphériques correspondant aux 38images, en exploitant la corrélation phase/altitude et la forte redondance des 238interférogrammes, simultanément avec la variation de volume d’une source dedéformation à profondeur fixe. Les interférogrammes synthétiques produits parce modèle combiné sont extrêmement semblables aux données (voir un exempleFigure 2.3). Sont reproduits notamment les franges présentes dans les montagnesau nord du volcan, jusqu’alors ignorées. Les signaux de 1992 à 1998 sont expli-qués par la somme des deux effets (troposphère et déformations) mais avec descontributions respectives extrêmement variables dans le temps. D’autre part,certaines images peuvent être entièrement expliquées par un effet troposphé-rique, jusqu’à 3 franges (soit 84 mm) pour les altitudes supérieures à 3000 m (lesommet de l’Etna est à 3350 m). En particulier, l’interférogramme utilisé sur lacouverture du magazine Nature [56] (Figure 2.3d), serait en fait un pur artéfactatmosphérique.

Nous avons pu vérifier la cohérence de nos délais troposphériques calculésavec d’autres estimations indépendantes, obtenues à partir de traitements GPS([22], voir Figure 2.5). Ce travail a finalement été le premier à mettre en évidenceles effets troposphériques sur les volcans de façon aussi criante, et surtout àproposer une méthodologie pour les supprimer et pouvoir exploiter correctementles signaux géophysiques.

Modélisation des déformations (Erta Ale)

J’ai repris l’analyse des données InSAR en 2009, en collaboration avec l’équipede Tectonique (Anne Socquet), par un co-encadrement de stage M1 sur la mo-délisation d’une éruption dans la chaîne volcanique de l’Erta Ale (Éthiopie) ennovembre 2008. Par rapport à mon expérience sur l’Etna, la quantité de donnéess’est considérablement améliorée et les traitements sont devenues quasi automa-tiques (ROI_PAC ). Nous nous sommes alors concentrés sur l’interprétation desdonnées : estimation des volumes de lave, contraintes sur la plomberie internedu volcan, évolution temporelle des paramètres, à partir d’images d’orbites as-cendantes et descendantes, ce qui permet de mieux contraindre le champ dedéplacement (voir Figure 2.6).

2.1.3 Inclinométrie : effets de sites

Sur les volcans actifs, les mesures continues de déformations du sol per-mettent de détecter les phénomènes liés à la migration du magma ou aux varia-tions de pression des fluides magmatiques dans le réservoir. En domaine élas-tique, on considère d’expérience que toute source est détectable jusqu’à unedistance de trois à quatre fois sa taille caractéristique environ. Au-delà, les dé-formations deviennent difficilement mesurables (généralement d’amplitude bieninférieure au bruit ambiant). La position des capteurs, leur sensibilité et le ni-veau de bruit du site doivent donc être choisies sur la base des informations apriori sur la source de déformation, si l’on veut correctement localiser les mou-vements de magma et caractériser la géométrie des dykes. Contrairement auxmesures de déplacements effectuées par GPS par exemple, l’inclinométrie permetde détecter des déformations du sol de très faible amplitude, car elle mesure fon-damentalement une dérivée spatiale du déplacement en un point (∂z/∂x). L’in-


Figure 2.6 – Modélisation des déformations observées par InSAR sur la chaîne duvolcan Erta Ale (Alu - Dalaffilla) en novembre 2008. Données brutes pleine résolution(gauche), interférogramme modélisé (centre) et résidus (droite). Les graphes du hautcorrespondent à l’orbite descendante, en bas l’orbite ascendante du satellite ENVISAT.Le modèle proposé est constitué de 2 sources de déflation à environ 1 km de profondeur(∆Vtotal = −0.014 km3) et d’une légère correction orbitale (au total 12 paramètres,résolus par méthode de gradient).

clinométrie se distingue également par sa facilité de mise en œuvre en temps réelpuisque c’est une mesure ponctuelle dans l’espace, absolue et immédiate (elle nerequiert pas de référentiel ou de traitements de données pour fournir une me-sure physique). Ces deux caractéristiques font de l’inclinométrie une techniqueparticulièrement adaptée à la surveillance temps-réel.

Je me suis intéressé aux mesures d’inclinométrie lors de mon stage à l’Ob-servatoire Royal de Belgique de 1989 à 1991, où j’ai développé un système d’ac-quisition de données haute-résolution pour divers types d’instruments géody-namiques : pendules, gravimètres, ... [4, 73]. En 1992, mon stage de DEA àl’IPGP a porté sur la correction des effets thermomécaniques sur les signauxclinométriques du Piton de la Fournaise [5], en traitant les mesures issues despendules de type Blum installés sur le volcan. Ce travail m’a permis d’être ra-pidement confronté aux deux spécificités de cette technique pour la mesure desdéformations : la précision exceptionnelle et les problèmes liés à ce que j’appel-lerais les effets de sites (fracturation, effets thermiques). Dans ma thèse [6], j’aiapprofondi ces aspects en proposant des solutions de méthode de couplage desinstruments avec le sol, de correction des effets thermiques par traitement dusignal ou en mettant en évidence des effets topographiques et la nécessité de


leur prise en compte dans la modélisation [13].

Modélisation temps-réel (Piton de la Fournaise)

Lors de mon recrutement à l’IPGP en 1999, le directeur des ObservatoiresVolcanologiques Jean-Louis Cheminée m’a confié la responsabilité scientifiquedes données inclinométriques dans les 3 observatoires. Aux Antilles, le problèmede la mesure des déformations est assez complexe, en raison de la rhéologieet de la faible activité des deux volcans ; je développe mon analyse et proposeune stratégie dans la section suivante. En revanche, le Piton de la Fournaise(Réunion), avec plusieurs éruptions par an en moyenne, est parfaitement adaptéà l’étude des déformations et la mise au point de techniques de surveillance etde modélisation des sources. Des stations clinométriques y ont été installées dès1980, avec notamment un petit réseau au sommet en 1986, qui a permis delocaliser les intrusions magmatiques à l’intérieur de l’Enclos [35, 72]. Le réseaus’est ensuite développé au cours des années dans une optique d’optimisation deslocalisations de sorties de lave [34]. Il est aujourd’hui complété par de nombreuxextensomètres, stations GPS continu et réflecteurs de distancemétrie laser.

Nous nous sommes intéressés (encadrement de stage de DEA, voir Section7.2.1) à l’exploitation temps-réel des données clinométriques pour le suivi desphénomènes magmatiques. En terme de surveillance, l’intérêt n’est pas seule-ment d’anticiper la localisation des sorties de lave, mais aussi d’estimer les délaistemporels et les volumes de magma mis en jeu. Le principal problème est qu’endehors des signaux pré-éruptifs et éruptifs, les mesures clinométriques sont do-minées par les effets thermiques diurnes d’amplitude et de comportement trèsdifférents suivant le site (parfois jusqu’à 50 µrad). Calculer un modèle de sourcede déformations requiert généralement une première phase de sélection des don-nées contenant un réel signal de déformation. Or dans un traitement temps-réel,il faut que les calculs soient tous automatisés. Dans un premier temps, nousavons donc cherché à valider la stabilité d’un traitement automatique des vec-teurs d’inclinaison instantanés, qui serait capable de fonctionner même en dehorsdes périodes éruptives. Pour cela, nous avons utilisé le modèle de déformationsle plus simple [63] appliqué aux données de quatre éruptions (2000 à 2001), avecune méthode probabiliste de type Monte-Carlo [64] qui permet d’échantillon-ner un espace de modèles (localisation et variation de volume d’une source) etd’estimer leurs probabilités. Les solutions instantanées (correspondant à un ins-tant t) sont représentées graphiquement par un nuage de points (chaque modèletesté) dont la taille est proportionnelle à la probabilité d’existence du modèle(voir Figure 2.7).

Cette technique a révélé plusieurs aspects :

– hors période éruptive, les inclinaisons liées aux effets thermiques diurnes sonttoujours incompatibles avec un modèle de source ponctuelle et donnent unesérie de modèles improbables. Même si l’inversion aboutit à des localisationset variations de volumes de sources fantaisistes, la probabilité associée est trèsfaible.

– au moment des premiers signes de déformations, la probabilité de plusieursmodèles de sources augmente rapidement ; un nuage de solutions apparaît peuà peu et se focalise vers une localisation et profondeur donnée.


(a)

(b)

Figure 2.7 – Exemple de modèles de source de déformation calculés pour l’éruption du13 février 2000 au Piton de la Fournaise. (a) Espace des modèles à un instant donné : lenuage de points correspond aux sources calculées (l’intensité du gris est proportionnelleà la probabilité) et l’étoile indique le modèle le plus probable (ici 95%). Les vecteursreprésentent les données d’inclinaisons aux stations (points bleus). (b) Synthèse desmodèles les plus probables au cours de l’éruption : la taille des points correspond à laprobabilité, la couleur au temps (du bleu au rouge). Les croix indiquent les stations.

– juste avant l’éruption, les vecteurs d’inclinaisons sont maximaux, la probabi-lité des modèles élevée et le nuage de solutions très focalisé.

– au moment de l’éruption proprement dite, l’ensemble des modèles probablesse stabilise mais la probabilité diminue légèrement, en raison de l’inadaptationdu modèle de point source avec une éruption à caractère fissural.Il ressort de cette étude que le traitement automatique de données inclino-

métriques est possible grâce à certaines précautions et une inversion probabilisteà caractère représentationnel. Cependant, toutes les éruptions n’ont pas donnédes résultats de qualité similaire ; il est probable que ce soit lié au modèle uti-lisé, trop simpliste. Nous explorons actuellement deux pistes de recherche pour


l’améliorer.L’utilisation d’un plan de faille à la place du point source augmente le nombre

de paramètres (9 au lieu de 4), mais rendrait mieux compte des données enchamp proche, notamment après la phase d’ouverture du dyke. Ceci peut êtreréalisé soit à partir de la solution analytique de discontinuité de déplacement(par exemple [28]), soit à partir d’un code 3D d’éléments frontières (type [25]).Cette dernière solution, plus lourde à inverser (il faut plusieurs secondes pourcalculer le problème direct avec les PC actuels), permettrait d’incorporer la to-pographie qui joue un rôle non négligeable dans le champ de déformation. Ildevient alors indispensable d’abandonner l’échantillonnage parallèle et d’opterpour un échantillonnage série dans le problème inverse, mais la qualité du ré-sultat devient alors dépendant du modèle initial (ce dernier pourra être obtenupar une première inversion avec un modèle simpliste). L’objectif est de trouverle compromis entre le traitement temps-réel et la complexité du modèle.

L’un des points intéressants de cette modélisation a été de mettre en évi-dence, sur certaines stations, des écarts systématiques entre les vecteurs modé-lisés et observés. D’abord interprétés comme des erreurs possibles d’orientationdes capteurs, ce sont finalement des effets de sites, liés probablement à la frac-turation superficielle du sol autour des stations, qui ont été mis en évidence. Ilserait alors possible de quantifier ces effets (par exemple en modélisant 2 para-mètres empiriques : homothétie et rotation des vecteurs d’inclinaison), et de lesintégrer dans le modèle de suivi temps-réel.

2.1.4 Stratégie pour les volcans andésitiques

La surveillance des déformations des volcans andésitiques est, par expérience,beaucoup plus difficile à mettre en œuvre que sur les strato-volcans basaltiques[37]. En effet, les déformations en champ proche sortent généralement du do-maine élastique en raison de la forte hétérogénéité des roches (blocs massifs,cendres, coulées bréchifiées, roches altérées, ...) et de la fracturation importante.Les déformations élastiques, liées par exemple à une surpression magmatique enprofondeur, ne peuvent être détectées qu’en champ lointain, à plus de 3-4 kmde la source, et sont alors de l’ordre de 10−7 seulement en surface. Les érup-tions du Sakurajima ont été suivies grâce à de tels niveaux de sensibilité (parinclinométrie et extensométrie de forage [40, 41, 52]), plus difficile à atteindremême aujourd’hui avec le GPS à l’échelle d’un massif volcanique. À Montserrat,les signaux GPS court terme étaient effectivement noyés dans le bruit dans lesphases pré-éruptives [59] et éruptives [68], et c’est notamment l’inclinométrie[77, 47] qui a permis le suivi des déformations pendant les premières annéesde la crise. En revanche, l’analyse long terme des données GPS continu a toutrécemment montré des résultats intéressants sur les variations de pression dansla chambre [39]. En effet, les flux de magma mis en jeu à Montserrat sont trèsélevés (de l’ordre de 200.106 m3 / an) ce qui entraîne des déplacements en sur-face de plusieurs cm, parfaitement mesurables par GPS. Mais il faut noter quele cas de Montserrat est très particulier ; les autres volcans andésitiques im-pliquant généralement des volumes de magma bien moindre. L’interférométrieradar InSAR constitue aussi une excellente solution technique pour surveillerles déformations à grande échelle, mais dans le cas des Antilles, elle se heurte àla couverture végétale trop importante (en bande C) ; l’utilisation de coins ré-flecteurs au sol permettrait de palier à ce problème, mais ferait perdre du même


coup l’intérêt principal de la technique qui est l’aspect imagerie. La bande Lpermet de s’affranchir des effets de la végétation, mais est moins précise et nesera fonctionnelle que dans le cas de grandes déformations. Il faut donc, pourle champ lointain, des instruments au sol très sensibles type inclinomètres deforage (minimum 100 à 200 m de profondeur) ou longue base. C’est ce vers quoiles équipes anglaises se sont finalement tournées à Montserrat [61, 60].

En champ proche, les déformations sont anélastiques et de ce fait, souventtrès localisées et couvrant un large spectre d’amplitude. Les précurseurs liésaux déplacements de magma et/ou surpression de fluides peuvent atteindre desdéplacements centimétriques (soit 10−5 à l’échelle du dôme, comme sur le Me-rapi [15]) voire métriques ou plus lors de basculements de blocs [17], mais ceuniquement dans la zone très proche des sources de déformation (typiquementmoins d’un km). Le suivi des déformations doit alors être mené par des tech-niques adaptées comme le GPS continu, l’extensométrie ou l’inclinométrie. Onne cherchera plus dans ce cas la sensibilité maximale, mais une bonne couverturespatiale (nécessaire à la localisation des sources) et une grande dynamique, enraison de la forte hétérogénéité du champ de déformation.

Enfin, le suivi d’un champ de déformations hétérogène en champ proche seheurte à des problèmes pratiques bien réels en cas d’éruption : danger présentépar l’exécution de mesures manuelles, destruction possible des instruments (pro-jections balistiques, coulées de lave) ou recouvrement des panneaux solaires parles cendres. Il faut des instruments en grand nombre, peu consommants et ro-bustes. C’est pourquoi la distancemétrie, pourtant moins performante que leGPS, reste intéressante car elle ne nécessite qu’un prisme léger, passif et facile-ment protégeable. Cette méthode a été éprouvée notamment lors des éruptionsde Montserrat [50] et du Merapi [78] où ce fut la seule technique opérationnelleapportant des informations décisives sur l’évolution de la crise.

Pour assurer la surveillance des déformations sur un volcan andésitique àdôme (type Soufrière ou Merapi), on est ainsi contraint de combiner plusieurstypes d’instruments :

1. des instruments mesurant les déformations à long terme, en champ lointainentre 2 et 8 km du sommet, zone où les déformations sont maximales encas de source de pression située à 5-10 km de profondeur et :– de grande sensibilité (au moins 10−7),– de grande stabilité afin d’avoir des séries temporelles sur le long terme,– disposés en profondeur ou sur de longues bases afin de réduire les effetsde site (thermiques notamment) ;

2. des instruments mesurant les déformations à court terme, en champ proche(zone sommitale) :– de sensibilité moins importante,– de grande dynamique afin de ne pas saturer en cas de signaux prééruptifsde la zone sommitale,

– disposés ou organisés pour effectuer des mesures sur la structure trèshétérogène du dôme (blocs et matrice hydrothermalisée).

3. des instruments de mesures à distance dans le cas d’impossibilité d’accèsdu sommet ou du recouvrement par des cendres des panneaux solaires desinstruments sommitaux.

2.2. QUELLE COMPLEXITÉ DES MODÈLES ? 17

2.2 Quelle complexité des modèles ?

Une modélisation doit procéder en deux étapes : (1) choix d’un modèle phy-sique comprenant un nombre limité de paramètres (problème direct) et (2) ajus-tement des paramètres du modèle pour rendre compte au mieux des observations(problème inverse). Il faut rappeler ici que les hypothèses qui sous-tendent lechoix du modèle expriment à elles seules la justesse et les limites de la mo-délisation. L’inversion des données observées permet uniquement d’estimer laprobabilité (ou l’improbabilité) d’existence du modèle, elle n’est en aucun casune validation de celui-ci. En choisissant son modèle, le modélisateur prend sesresponsabilités !

Les modèles dans un contexte d’élasticité linéaire supposent un état quasi-statique auquel on applique une perturbation avec de petits gradients de dé-placement. Cette simplification permet de négliger le poids des terrains et lescontraintes initiales dans le milieu, ces dernières étant généralement inconnues.C’est l’hypothèse raisonnable pour la modélisation des ondes sismiques. Pour lesdéformations plus lentes (quelques mois/années), l’élasticité est une hypothèsebeaucoup plus forte qu’il convient de garder à l’esprit lors de l’interprétation desrésultats. Mais elle constitue une bonne première approche des problèmes : enanalysant les contraintes résultantes avec un critère de rupture (type Coulomb)ou de plasticité (type von Mises ou Tresca), on peut alors définir les zones oùl’élasticité n’est plus vérifiée.

Le premier modèle quantitatif de déformations sur les volcans a certainementété celui de “Mogi” [63] ; basé sur les équations de [1], il calcule analytiquementles déplacements, inclinaisons et contraintes à la surface d’un espace semi-infini,élastique, homogène et isotrope, sous l’action d’un “point d’inflation” assimilé àune variation de pression isotrope dans une sphère de rayon a et de profondeurf avec ε = a/f 1. Appliqué aux observations de nivellement sur 5 volcans(Sakurajima, Kilauea, Usu, Komagatake, Miyake-sima), (author?) [63] montreà la fois que le modèle rend très bien compte des données, et que l’on peut esti-mer aisément la position des réservoirs magmatiques (localisation horizontale etprofondeur) et la variation de volume associée à chacune des éruptions étudiées.

Depuis, il y a eu pléthore de modèles analytiques restant en milieu élastiquehomogène mais augmentant la complexité de la source (par exemple une fracturehorizontale penny-shaped [70], une sphère [62], un ellipsoïde [29] ou une frac-ture plane d’orientation quelconque [28, 66]). Tous ces modèles montrent que laforme de source est faiblement contrainte par les déformations de surface : si lescaractéristiques du meilleur modèle (profondeur, variation de volume) peuventêtre assez différentes suivant les sources, la qualité d’ajustement des données esttrès similaire et différents types de sources peuvent rendre compte d’un mêmechamp de déformation. Dans le cas de la sphère par exemple, (author?) [62] amontré que l’effet de cavité lié à une source proche de la surface n’était qu’unecorrection en ε6 par rapport au modèle de point source.

Depuis 50 ans, c’est ainsi le modèle de Mogi qui reste probablement le plusutilisé et ce, malgré l’évolution des méthodes et des puissances de calcul. Lasimplicité de son expression analytique permet en effet d’inverser la solution à4 paramètres très aisément, y compris avec des jeux de données complexes. Onpourrait penser que cela permet d’obtenir rapidement une solution au premierordre ; c’est certainement le cas en champ lointain et pour une source finie, maisen champ proche, un modèle trop simpliste peut parfois se tromper sur l’ordre


zéro du phénomène.

2.2.1 Sources et géométries multiples

Les sources de perturbation responsables d’un champ de déformation observésont rarement uniques. Sur un volcan à lave fluide, une intrusion magmatiquese traduit par l’infiltration du magma dans un réseau complexe de fractures,celui-ci exerçant des pressions variables sur les surfaces en jeu. Sur un volcan àlave visqueuse, c’est le frottement lié à la variation du flux de magma dans leconduit qui peut agir en plus de la pression, ainsi que les variations du poids dudôme sur le fond du cratère. La fragmentation (dépressurisation du magma en-traînant son dégazage progressif lors de son ascension) et les interactions hydro-magmatiques peuvent également générer de fortes pressions sur la plomberieinterne. Ces phénomènes viennent s’ajouter aux variations de pression dans leréservoir magmatique.

D’autre part, même dans un calcul élasto-statique, un modèle doit intégrerl’ensemble des géométries impliquées (chambre, conduit, fractures et surfacelibre) de façon à prendre en compte leur interaction mutuelle. Certains travaux,même récents, superposent simplement des solutions élémentaires et négligentcet aspect mécanique pourtant fondamental ; formellement, ceci n’est acceptableque si les différentes sources/géométries sont suffisamment éloignées les unes desautres (en élasticité linéaire, environ 3 fois leurs dimensions caractéristiques).Dans les autres cas, il faut résoudre les coefficients d’influence entre chacunedes sources pour appliquer ensuite le principe de superposition s’appliquant auxdéformations et aux contraintes. Les modèles analytiques de ce type deviennentrapidement très complexes, même avec 2 sources de forme simple (voir parexemple [27] pour une fracture penny-shaped et un point source). Seul le calculnumérique permet de traiter ce problème efficacement.

2.2.2 3D : pas forcément du 2ème ordre

Lors de l’exploitation de données inclinométriques sur le volcan Merapi, nousavons montré que la topographie jouait un rôle fondamental dans les variationsspatiales du champ de déformations. La présence de vallées sur les flancs d’unédifice entraîne des variations très importantes des inclinaisons, parfois une in-version du sens du signal par exemple. Dans [13], nous démontrons ainsi quel’interprétation de données inclinométriques de surface ne peut être faite sansune topographie fine intégrée à un modèle 3D des déformations.

En revanche, cet effet de la topographie reste la plupart du temps négligeablesur le champ de déplacements (GPS par exemple), et particulièrement si lessources sont profondes par rapport à l’amplitude du relief. Il ne sera significatifqu’en cas de source superficielle, comme on peut le montrer avec un simple dykevertical en ouverture (voir figure 2.9).

Si la littérature actuelle tend à considérer que les problèmes peuvent presquetoujours être traités en 2D, et exceptionnellement en 3D si les circonstancesl’exigent, mon analyse montre qu’à l’inverse, avant de prétendre faire un modèlequantitatif avec une approximation 2D, il faut sérieusement évaluer les effetstridimensionnels possibles. Les moyens de calculs actuels permettent aussi deplus en plus aisément la modélisation 3D et il me semble donc plus prudentd’aborder les modèles de cette façon.

2.2. QUELLE COMPLEXITÉ DES MODÈLES ? 19

730 BEAUDUCEL AND CORNET: GPS AND TILT DATA AT MERAPI VOLCANO

4.1.3. Shallow magma chamber. A first magma chamber

model at Merapi has been proposed after the observation of an

aseismic domain located between 1 and 3 km below the summit

[Ratdomopurbo, 1995; Ratdomopurbo and Poupinet, 1995].

Volume and conduit length inferred from this reservoir geometry

are consistent with the magma flux associated with the lava dome

extrusion of the 1994 eruption and the gravity changes observed

between 1993 and 1994 [Jousset et al., 1998].

Figure 5. (a) Three-dimensional (3-D) mesh of topography

around the Deles tilt station derived from a digitized U.S. Army

[1964] map. Elements are Delaunay type, and the smallest are 20

m wide. The two white lines represent radial (summit direction)

and tangential cross sections. Zero distance coincides with the tilt

station. (b) Relative tilts computed along the cross sections for

the final source solution. In 20 m, variations are less than 1 µrad.

We conducted a first calculation on the basis of this model,

with a spherical chamber with radius r = 850 m centered at depth

z = 1000 m (above sea level). Displacements and tilts associated

with an arbitrary volume variation V = 1!106 m3 are shown in

Figures 6 and 7. The results of this first calculation are as

follows: (1) displacement amplitudes are almost centered on the

summit and unperturbed by topography. In this model, the GPS

reference point is far enough from the maximum displacement so

that it may be considered as a real static point. (2) Tilt amplitudes

are less than 10 µrad, 3 km away from the summit. (3) Topo-

graphic effects on tangential displacement (which are very small)

and tilt are clearly seen, although they are equal to zero for

Mogi’s [1958] model. Maximum tilt is located on the southeast

flank 1.5 km away from the summit. It was also found that near

the tilt station, topography effects induce differences up to 300%

of amplitude in tilt and 180° in direction as compared to the

simplified half-space model.

Figure 6. Surface displacements and tilts associated with a one-

million m3 inflation in a spherical magma chamber located below

the summit (aseismic zone). Each point represents a location on

the meshed surface. Data are presented in a cylindrical referential

centered at Merapi summit. Solid lines show the same parameters

for the half-space solution. The 3-D topography effects are

clearly observed especially on tangential displacement and tilt.

UZ, vertical, UR, radial, and UT, tangential displacement; TR,

radial, and TT, tangential tilt.

In order to improve the consistency of this model with the

data, we adjusted the only parameter of the model (volume varia-

tion) since it has a linear effect on displacements. We obtained a

very poor misfit value equal to 110 (see Table 5 and equation (4)

for the definition of misfit). Accordingly, we decided to look for

a new location for the magma source following an inverse

problem method.

4.2. Inverse Problem Method

The inversion method consists of the search for some of the

model characteristics by relying only on the forward problem

formulation and on the observed data. Here the model is reduced

to a set of chosen parameters vector m = m1, m2,... M, where

M is the “model space”. For a given model m the function which

measures the degree of misfit between observed data dobs =

d1obs, d

2obs,... with errors obs =

1obs,

2obs,..., and the values

predicted with the model dcal = d1cal, d2

cal,..., is called the

“misfit function” S(m).

If the forward problem is solved by the equation

dcal = g(m) , (3)

Figure 2.8 – (a) Modèle numérique de terrain précis sur les flancs du Merapi. (b)Inclinaisons calculées le long de lignes radiales et tangentielles (modèle de déflationd’une chambre magmatique profonde) : les inclinaisons varient entre 0 et −20µ radselon la position (d’après [13]).

2.2.3 De l’importance des fractures

Cas particulier des Campi Flegrei

Les Champs Phlégréens présentent une phénoménologie encore énigmatiquemais qui reflète bien la problématique de la non-unicité des modèles de défor-mations. La base de données des mesures de déplacements verticaux s’étendsur plus de 2000 ans, avec jusqu’à 13 m de variation, et si la dernière éruptionmagmatique remonte au XVIe siècle, on assiste depuis les années 1980 à desdéformations importantes (plusieurs mètres) associées à des crises sismiques,mais sans sortie de magma ([38]). Ce phénomène a été dénommé “Bradisisma”.Un simple modèle de Mogi permet de rendre compte des données à plus de90% ; mais la profondeur très superficielle de la source ainsi que la surpressiondéduite du modèle sont totalement irréalistes. Sur ce volcan il y a eu ainsi detrès nombreuses tentatives de modélisation des données (voir par exemple unesynthèse par [31]) : superposition de points sources, ellipsoïdes, couches inhomo-gènes, visco-élasticité, thermo-poro-élasticité, ... tous rendent compte du champde déformations. [30] a alors mis en évidence l’importance des discontinuités : enajoutant une simple fracture inclinée dans un milieu homogène (correspondantà la structure en caldeira), on peut rendre compte des données avec une sourceplus profonde et avec une surpression moindre dans le réservoir.

Dans un article à PAGEOPH ([16], reproduit en annexe B.2), nous avons pro-posé un modèle tridimensionnel de cette discontinuité (par éléments frontières),contraint par des observations géophysiques indépendantes (exploration gravi-


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Figure 2.9 – Simulation du champ de déplacement associé à une intrusion de dykevertical en ouverture au niveau du rempart Sud de l’Enclos au Piton de la Fournaise.On remarque la très forte dissymétrie des déplacements (près d’un facteur 2) liée auxeffets directs de la topographie (d’après [14]).

métrique et forages). Le modèle intègre également la topographie/bathymétrieet une inversion permet d’ajuster quelques paramètres (profondeur et pendagede la caldeira, localisation de la source de pression). Le misfit final est légè-rement meilleur qu’avec le modèle de Mogi. Là encore, si la topographie étaittoujours ignorée dans les modèles précédents, nos calculs indiquent que ces effetsne sont pas négligeables (localisation de la source), notamment lorsqu’on intro-duit la bathymétrie. Si ce nouveau modèle probable s’ajoute aux précédents etn’apporte pas de contrainte définitive sur l’origine des phénomènes, la solutionproposée (voir Figure 2.10) est très satisfaisante car compatible avec plusieursobservations totalement indépendantes (déformation, sismicité, gravimétrie, to-pographie).

Soufrière de Guadeloupe

Le dôme de la Soufrière de Guadeloupe présente des fractures profondes avecune géométrie tridimensionnelle. Des fractures comme la “Fente du Nord” ou la“Faille du 30 Août” coupent le dôme du Nord au Sud-Est et sont probablementconnectées à une faille régionale [67, 43]. Ces discontinuités majeures jouentcertainement un rôle prépondérant dans le comportement mécanique du dôme,et ne peuvent être ignorées dans un modèle réaliste. Actuellement, les seulesdéformations significatives du volcan sont détectées par un réseau manuel d’ex-tensométrie constitué de 17 sites de mesure sur les fractures, opéré depuis 1995.Les déformations observées sont complexes (fractures en ouverture ou ferme-ture) et de faibles amplitudes (maximum 15 mm en ouverture) : elle suggèrentun réel comportement tridimensionnel mais semblent rester dans le domaineélastique.

Cette configuration est parfaitement adapté au modèle de [25] utilisé au Me-

2.3. SYSTÈME HYDROTHERMAL 21

(a) (b)

Figure 2.10 – (a) Modèle 3D de source magmatique et de la caldeira des ChampsPhlégréens. (b) Données de nivellement (points rouges), modèle de Mogi (rond vert) etmodèle 3D proposé (carrés bleus) : le misfit est sensiblement amélioré grâce aux effetstridimensionnels de la discontinuité et la topographie (d’après [16]).

rapi et aux Champs Phlégréens. Nous avons ainsi réalisé une première tentativede problème direct en introduisant les fractures identifiées et en testant leursprofondeurs avec différentes sources. Les meilleurs modèles permettent de re-produire les déformations observées sur l’ensemble des fractures, si la sourceest superficielle ; celle-ci serait donc associée à une surpression de fluide dans ledôme lui-même [51], c’est-à-dire liée à l’activité du système hydrothermal (voirFigure 2.11). La géométrie de la source ne peut être contrainte, mais nous avonsmontré qu’une surpression confinée dans la zone de roches altérées identifiéespar la tomographie électrique [65] était compatible. La source serait alors unesurpression de vapeur que nous estimons à environ 5 MPa pour la période dedéformations de plus grande amplitude (1997-1999).

2.3 Système hydrothermal : approche multi-paramètresLa tomographie mécanique montre tout son intérêt lorsqu’elle est contrainte

ou confrontée à d’autres types d’observations. Avec les exemples du Merapi, desChamps Phlégréens ou de la Soufrière de Guadeloupe, nous avons vu notam-ment que la topographie et les principales structures géologiques identifiables ensurface peuvent jouer un rôle prépondérant dans le comportement mécanique,mais permettent surtout, si elles sont intégrées dans un modèle réaliste, de ca-ractériser les sources de déformation mises en jeu, leurs paramètres physiqueset leur évolution temporelle. C’est dans cette optique que, sur la Soufrière deGuadeloupe, je me suis intéressé à d’autres types d’approches complémentaires,notamment la tomographie électrique et sismique pour les aspects imagerie desstructures internes, et à l’analyse des gaz pour la caractérisation des sourcesmises en jeu. Le dôme de la Soufrière indique en effet depuis plus de 15 ansun regain d’activité significatif (débits de fumerolles, températures des gaz etdes sources, présence de soufre, de chlore, extension spatiale des anomalies detempérature et du dégazage diffus,...) qui traduit probablement une lente miseen pression du système hydrothermal.

Ces projets, menés par des collaborateurs extérieurs (universités de Rennes,


(a) (b)

Figure 2.11 – Modélisation 3-D des déformations du dôme de la Soufrière intégranttopographie et fractures majeures : (a) maillage des fractures et des points de mesuresd’extensométrie, (b) exemple de source de déformation compatible avec le champ dedéformations et les résultats de tomographie électrique de [65] (d’après [51]).

Grenoble ou Pointe-à-Pitre), ont profité pour la plupart des financements liés auChantier Antilles de l’INSU/CNRS (DyEti, ACI), à des ANR et à des projetslocaux (CPER).

2.3.1 Imageries géophysiques

Tomographie électrique

Près de 20.000 mesures de résistivité électrique ont été réalisées sur et au-tour du dôme de la Soufrière entre 2001 et 2006. La compilation des profilsde conductivité apparente, complétée par des inversion 1D pour contrôler lesprofondeurs, a permis de réaliser la première image quantitative de la structureinterne du volcan (voir Figures 2.12). Celle-ci indique que le dôme est com-partimenté en blocs de roches massives entourés de larges portions fortementaltérées, associées aux zones d’activité hydrothermale actuelle et passée. Toutle soubassement du dôme est notamment concerné par ces zones fragilisées. Cesrésultats confirment les conclusions des travaux géologiques sur la fréquenceparticulièrement élevée des déstabilisations de flanc à la Soufrière, et le risquequi y est associé [54, 53, 44].

L’article correspondant à ces travaux [65] est reproduit en Annexe B.4.

Cartographie par la méthode de bruit sismique

Toujours dans l’optique de participer à la caractérisation des matériaux etzones de faiblesse mécanique du dôme, nous avons initié une cartographie desurface au moyen d’une méthode éprouvée en géophysique appliquée : la mesureH/V. Celle-ci consiste à mesurer pendant quelques minutes le bruit sismiqueambiant par un ou plusieurs géophones 3 composantes implantés dans le sol.Le rapport des spectres horizontaux et verticaux traduit alors la “fonction detransfert sismique” du sol et permet d’identifier par exemple une fréquence derésonance et de caractériser la rigidité équivalente (sol dur / mou) sur des épais-seurs de plusieurs dizaines de mètres. Lorsque plusieurs géophones sont utilisés

2.3. SYSTÈME HYDROTHERMAL 23

(a) (b)

Figure 2.12 – Modèle 3D des résistivités électriques du dôme de la Soufrière, obtenupar compilation et interpolation des profils 2D apparents (2001-2005). Les zones trèsrésistives (vert-jaune, > 1 kΩ.m) correspondent à des blocs massifs alors que les zonestrès conductrices (bleu-mauve, < 100 Ω.m) sont probablement des roches altérées parl’activité hydrothermale. On distingue clairement le soubassement du dôme, ainsi quele “conduit” vers le sommet, situé sous les gouffres Tarissan et Cratère Sud. (a) VueE-W. (b) Vue N-S (calculé d’après les données de [65]).

et moyennant un protocole de mesure strict, on peut également calculer desvitesses d’ondes de surface par corrélation des signaux entre les capteurs.

Un stage de L2 a été réalisé sur ce sujet. Il a permis d’acquérir un jeu dedonnées sur 4 sites clés sur et autour du dôme, avec des configurations en étoile (4géophones simultanés) et un protocole inspiré de [48]. Les données sont en coursde traitement, mais les premiers résultats permettent d’identifier clairement descouches superficielles résonnantes et de fortes hétérogénéités entre les différentssites.

2.3.2 Physico-chimie des gaz

Le système hydrothermal de la Soufrière joue un rôle certainement fonda-mental dans les processus éruptifs de type phréatique. La figure 2.13 présenteune tentative de schéma fonctionnel des entrées et sorties de masse et d’énergiedans ce système qui apparaît extrêmement complexe. Les conditions de terrainétant assez difficiles, il existe malheureusement très peu d’observations quanti-tatives permettant d’estimer ces bilans. Aussi, ces dernières années, et en com-plément des observations routinières réalisées par l’observatoire, j’ai participé àun effort collectif pour tenter plusieurs approches du problème, dans un premiertemps avec l’objectif d’obtenir des premières mesures et observations fiables desdifférents phénomènes :

– prélèvements et mesures régulières du niveau du lac acide dans le Tarissan ;– mesures de profils de température dans le panache et dans le lac acide ;– instrumentation d’une source chaude (Galion) avec suivi du débit, de la

température et de la conductivité électrique ;– instrumentation sismologique large-bande pour étude de corrélation de

bruits sur le massif ;– mesures de débit des gaz au Cratère Sud (mesures directes de vitesse

d’éjection, mesures indirectes par acoustique, mesures de concentration


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Figure 2.13 – Schéma fonctionnel du système hydrothermal et de ses entrées et sortiesde masse et d’énergie. Le lac d’acide du Tarissan, dans lequel sont réalisées nos mesures,est un système ouvert soumis à des forçages externes (pluie) et internes (échanges avecle système hydrothermal), lui-même soumis à d’autres forçages internes (flux de gazmagmatique) et externes (influence des marées terrestres). L’ensemble constitue unechaîne de systèmes complexes et imbriqués.

des gaz par spectrométrie IR du panache) ;– instrumentation d’un profil de températures du sol et de la fumerolle auCratère Sud ;

– renouvellement du traçage chimique du système (Tarissan -> sources ther-males).

Toutes ces expérimentations sont en actuellement en cours (ANR DomoS-can 2009-2012, coordonnée par O. Coutant) et les premières données com-mencent à être analysées. Elles devraient permettre de quantifier un certainnombre de paramètres ; mais il ressort toutefois qu’il est très difficile de mainte-nir une instrumentation continue sur le moyen terme (principalement en raisondes conditions environnementales), et qu’il faudra se baser sur des mesures plusponctuelles dans le temps pour répondre à des questions plus ciblées. Il en dé-coule une réflexion sur la pertinence de ces expérimentations et leurs éventuellesréorientations, qui sera plus naturellement développée dans les perpectives dece mémoire. Certains résultats sur les gaz fumerolliens (collaboration avec leLaboratoire de Physique de l’Atmosphère Tropicale, Université des Antilles etde la Guyane) ont été publiés dans un article [19] qui est reproduit en AnnexeB.5.

Chapitre 3

Surveillance opérationnelle

3.1 Objectifs

3.1.1 Les observatoires volcanologiques de l’IPGP

L’IPGP a la charge de la surveillance des trois volcans actifs du territoirefrançais : la Montagne Pelée (Martinique), la Soufrière (Guadeloupe) et le Pitonde la Fournaise (Réunion). Des observatoires permanents ont ainsi été implantésrespectivement en 1902, 1950 et 1977, et assurent le suivi continu des phéno-mènes en parallèle d’études plus fondamentales sur les systèmes volcaniques ettectoniques des régions concernées.

La première mission de ces observatoires concerne la surveillance des vol-cans actifs dans le but de comprendre les phénomènes internes, détecter unchangement de comportement, l’évaluer en terme de potentiel éruptif et enfininformer les autorités responsables de la protection des personnes et des biens.C’est cette dernière tâche qui définit formellement l’aspect opérationnel de cettesurveillance. Celle-ci est assurée par le biais d’études pluridisciplinaires baséessur des enregistrements réguliers et “temps-réel” de divers paramètres physico-chimiques, complétés par une observation de la phénoménologie de surface.

Pour les observatoires des Antilles, une deuxième mission concerne le suivide l’activité sismique régionale afin d’informer les autorités et les médias descaractéristiques de chaque séisme ressenti, et d’étudier la sismo-tectonique ré-gionale pour contribuer à la zonation du risque. Enfin, une tâche d’informationpréventive et de divulgation des connaissances dans les domaines des géosciencesleur incombe.

Ces missions justifient pleinement la présence locale d’équipes permanentes(une dizaine de personnes sur chaque site : chercheurs, ingénieurs et techniciens)ponctuellement épaulées par des équipes de l’IPGP et de laboratoires univer-sitaires. Les collectivités territoriales de chaque département sont étroitementassociées par un soutien matériel et humain parfois conséquent.

3.1.2 Cas de la Guadeloupe

La Soufrière de Guadeloupe est aujourd’hui, sans doute, le volcan qui pré-sente le risque le plus élevé sur le territoire français. Si environ 30 000 habi-tants vivent sur ses flancs, c’est plus de 70 000 personnes qui pourraient être

25

26 CHAPITRE 3. SURVEILLANCE OPÉRATIONNELLE

concernées par une évacuation en cas de crise majeure. Ainsi, depuis la dernièreéruption phréatique de 1976-1977, l’observatoire n’a cessé d’évoluer avec pourprincipal objectif l’amélioration des observations effectuées et de la réactivité encas de crise. Ceci s’est traduit notamment par un développement instrumentalvertigineux (en nombre de paramètres mesurés et diversité des techniques). Enoutre, la Soufrière se trouve actuellement dans un contexte particulier qui justi-fie un renforcement des moyens de surveillance : depuis 1992 son activité révèleune certaine recrudescence (lente augmentation du débit fumerollien, sismicitépeu énergétique mais soutenue, températures en légère hausse et acidité trèsmarquée depuis 1998) indiquant probablement une nouvelle mise en pression dusystème hydrothermal.

Les réseaux de surveillance et d’études sont actuellement constitués de prèsde 200 sites de mesures réparties sur tout l’archipel guadeloupéen et les îlesavoisinantes (Dominique, Antigua, Montserrat et Nevis), dont plus de la moitiésur le massif de la Soufrière. On compte une soixantaine de stations totalementautomatiques (avec batteries et panneaux solaires, données transmises à l’ob-servatoire par radio ou téléphone), complétées par des sites instrumentés oumesurés manuellement de façon périodique, et par des observations visuelles aumoins mensuelles sur le terrain. Les réseaux se répartissent en une vingtaine detechniques : sismologie (courte-période, large-bande, accélérométrie), déforma-tions du sol (GPS différentiel continu et de répétition, inclinométrie, extenso-métrie, distancemétrie laser), physico-chimie des gaz fumerolliens (spectromètrede masse) et des sources thermales (chromatographie ionique), mesures de fluxde gaz (H2S, CO2, Rd), gravimétrie, magnéto-tellurisme, prospection électrique,bruit acoustique, niveau et températures en forages, géologie (reconstruction del’histoire éruptive, phénoménologie) et météorologie (pluie, température, vent).

Le travail de l’équipe locale consiste essentiellement en l’installation et lamaintenance d’équipements soumis à des conditions climatiques rudes (humi-dité, orages, cyclones) et aux traitements dits “de routine” comme le dépouille-ment sismique et le contrôle du bon fonctionnement des acquisitions de données.

3.1.3 Nécessité et objectifs d’une surveillance opération-nelle

Si les causes physiques d’une éruption sont connues depuis quelques dé-cennies, il reste extrêmement délicat de caractériser précisément un systèmevolcanique, objet géologique complexe, évolutif et difficilement quantifiable. Lamodélisation numérique, basée sur un a priori physique des phénomènes etcontrainte par des mesures de terrain, est actuellement le seul outil à la disposi-tion des volcanologues pour évaluer les paramètres indispensables au suivi d’unecrise volcanique : pression, profondeur, flux magmatique et état de contraintesde l’édifice volcanique. Pour établir un diagnostic rapide et fiable, le traitement“temps-réel” de données pluridisciplinaires est une première nécessité absolue.Les personnes chargées de la surveillance doivent disposer d’un accès intégréaux mesures, à leurs incertitudes et aux informations techniques liées à la chaîned’acquisition complète (du capteur à la valeur physique interprétée) de façon àpouvoir écarter toute ambiguïté sur l’interprétation.

Ces objectifs pourraient s’étendre à bien d’autres disciplines, et sont en faitcommuns à tous types d’observatoires opérationnels. On pourrait donc penserque des systèmes adaptés existent déjà... Ce n’est en fait pas le cas (voir par

3.2. WEBOBS 27

exemple en Italie [74]). Dans la plupart des observatoires, des routines de traite-ments automatiques ont bien été développées par les équipes locales, mais ellessont toujours spécifiques à un type d’acquisition, par exemple la sismologie (Ear-thWorm), le GPS, etc. Concernant les acquisitions manuelles (en particulier lesanalyses géochimiques, certaines mesures de déformation, ...), les données sontrarement intégrées dans des processus automatiques, mais sont traitées avecdes solutions très individuelles (par exemple un tableur). La cause de cette ab-sence d’intégration est probablement que, indépendamment de la complexitéinhérente à la problématique scientifique d’un modèle global et du manque d’in-teraction entre les disciplines, la principale difficulté rencontrée est la grandehétérogénéité des réseaux de surveillance, en termes instrumental mais aussi depériodes d’échantillonnage, de formats de données, de types de traitements etreprésentation des résultats.

Pour répondre pleinement au caractère opérationnel de sa surveillance, ilmanquait donc à l’observatoire un outil intégré ayant pour objectifs :

– surveillance : accès instantané à l’ensemble des données, sous forme gra-phique et numérique, toutes disciplines confondues, permettant une visionglobale de toutes les observations disponibles dans une optique d’aide à lasurveillance et à la gestion de crise ;

– archivage : centralisation de toutes les informations et données scientifiqueset techniques pour former une base de données unique et rationnelle des méta-données et optimiser la maintenance ;

– partage : mise à disposition immédiate de ces informations aux collègueséloignés pour faciliter la télé-surveillance et les collaborations.

3.2 WEBOBS

À partir de 2001, nous avons ainsi développé et mis en place à l’observa-toire de Guadeloupe un système original d’intégration temps-réel des donnéeset méta-données [9, 10, 7] répondant à ces objectifs.

Le système est basé autour d’une simple machine serveur, de scripts dédiés,de fichiers de configuration “.conf” (par analogie aux systèmes d’exploitationtype Linux) et d’une interface Web. Périodiquement – toutes les minutes, toutesles heures ou tous les jours, suivant les besoins et l’importance de chaque routine–, le serveur contrôle automatiquement les acquisitions de données (qu’ellessoient automatiques ou manuelles), met à jour sa banque de données à partir desmachines d’acquisition, lance des routines de traitement sur chaque station etréseau, construit des fichiers de données validées et traitées, des graphes évoluéssur différentes échelles de temps prédéfinies, et les met à jour sur un serveurWeb (voir Figure 3.1). Le serveur peut également à cette occasion lancer desalarmes sur une panne d’acquisition ou un seuil de paramètres de surveillance(par e-mail et/ou SMS).

3.2.1 Conception

Devant la grande hétérogénéité des systèmes d’acquisition (DOS, Windows9x/NT/2000, Linux ), la première étape a consisté à mettre en place une cen-tralisation automatique de toutes les données vers un serveur unique. Pour les


Formulaires de saisies des données

VNC

Scripts KSH

Scripts KSH

Manual Data

(Dos, Windows9x/NT/2000, Linux)

Machinesd’acquisitions

Donnéesbrutes

Samba

Données brutes et validées

Requêtesgraphiques

Fichiers temporaires

graphes

Disques SCSI

FTP

TMP

WEBContrôle

(http://)

Serveur (Linux)

MatlabTM

Transfert

physico-chimie des gaz fumerolliens (spectromètrede masse) et des sources thermales (chromatographieionique), mesures de flux de gaz (H2S, CO2, Rn), gravi-métrie, magnéto-tellurisme, prospection électrique,bruit acoustique, niveau et températures en forages,géologie (reconstruction de l’histoire éruptive, phé-noménologie) et météorologie. Le travail de l’équipelocale (deux chercheurs, un thésard, huit ingénieurs ettechniciens et une secrétaire) consiste essentiellementen l’installation et la maintenance d’équipementssoumis à des conditions climatiques rudes (humidité,orages, cyclones) et aux traitements dits “de routine”comme le dépouillement sismique et le contrôle dubon fonctionnement des acquisitions de données.

Nécessité et objectifs d’une surveillanceopérationnelleSi les causes physiques d’une éruption sont connuesdepuis quelques décennies, il reste extrêmement déli-cat de caractériser précisément un système volcanique,objet géologique complexe, évolutif et difficilementquantifiable. La modélisation numérique, basée sur una priori physique des phénomènes contraint par desmesures de terrain, est actuellement le seul outil à ladisposition des volcanologues pour évaluer les para-mètres indispensables au suivi d’une crise volcanique :pression, profondeur, flux magmatique et état decontraintes de l’édifice volcanique. Pour établir undiagnostic rapide et fiable, le traitement “temps-réel”de données pluridisciplinaires est une nécessitéabsolue. Les personnes chargées de la surveillancedoivent disposer d’un accès intégré aux mesures, àleurs incertitudes et aux informations techniquesliées à la chaîne d’acquisition complète (du capteur àla valeur physique interprétée) de façon à pouvoirécarter toute ambiguïté sur l’interprétation. Or,indépendamment de la complexité inhérente à laproblématique scientifique, la principale difficultérencontrée est la grande hétérogénéité des réseaux desurveillance, en termes instrumental mais aussi depériodes d’échantillonnage, de formats de données oude types de représentation des résultats.Pour tenter de répondre à ces problèmes et de poser lesbases d’une surveillance automatique, l’ObservatoireVolcanologique et Sismologique de Guadeloupe adéveloppé et mis en place un système original d’inté-gration temps-réel des données ayant pour principauxobjectifs [Beauducel et Anténor-Habazac (2002) ;Beauducel et al. (2004)] :> surveillance : accès instantané à l’ensemble desdonnées, sous forme graphique et numérique, toutes

66

surveillance opérationnelle des volcans français : développements récents à la guadeloupe

disciplines confondues, dans une optique d’aide à lasurveillance et à la gestion de crise ;> archivage : centralisation de toutes les informationset données scientifiques et techniques pour formerune base de données unique et rationnelle et opti-miser la maintenance ;> partage : mise à disposition des informations auxcollègues éloignés pour faciliter la télé-surveillance etles collaborations.

Solutions techniques mises en placeLe système est basé autour d’une simple machineserveur et d’une interface Web.Périodiquement - toutesles minutes, toutes les heures ou tous les jours, suivantles besoins et l’importance de chaque routine -, le ser-veur contrôle automatiquement les acquisitions dedonnées, lance des routines de traitement sur chaquestation et réseau, construit des fichiers de données etdes graphes évolués sur différentes échelles de tempsprédéfinies,et les met à jour sur un site Web. Le serveurpeut également à cette occasion lancer des alarmes surune panne d’acquisition ou un seuil de paramètres desurveillance (par e-mail et/ou SMS).

“”

L’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe a développé et mis en place un système original d’intégrationtemps-réel des données.

Fig. 2 : Architecturesimplifiée du système decontrôle, de traitement etd’accès aux données.Fig. 2: Simplified architectureof the system for controlling,processing and accessing data.Source : IPGP>

Figure 3.1 – Architecture simplifiée du système de contrôle, traitement et accès auxdonnées WEBOBS (d’après [10, 7]).

acquisitions automatiques, les fichiers bruts sont simplement copiés périodique-ment par le réseau câblé (via Samba) ; pour les acquisitions manuelles, des for-mulaires de saisie (terrain ou laboratoire) ont été conçus et mis en place sur lesite Web pour alimenter une base de données. Pour des raisons de portabilitémaximale, celle-ci est gérée par des fichiers ASCII “à plat” et des scripts Perl(il n’y a donc pas de gestionnaire de base en tant que tel). Les données an-ciennes ont été numérisées à partir des archives (papiers ou numériques), versun format commun universel et libre : le format texte ASCII. Les données brutesprovenant des systèmes d’acquisition automatique sont laissées dans leur formatnatif (généralement binaire) et archivées comme telles. Des scripts dédiés sontécrits pour traiter les données directement dans leur format. Certaines acqui-sitions analogiques ont été automatisées : c’est le cas du sismographe papierSEFRAM®qui est dorénavant entièrement informatique, dépouillé et archivénumériquement (voir Figure 3.2a).

Routines automatiques

Les routines de traitements de données sont spécifiques à chaque réseau demesures et ont été écrites pour la plupart en langage Matlab ; elles permettentla lecture des données quel que soit leur format et la mise en commun sous formematricielle (vecteur t, matrice d). Ce langage a l’avantage de regrouper à la foisdes outils de calcul numérique vectoriel (idéal notamment pour l’implantationde problèmes inverses) et une interface graphique puissante. Les graphes sontgénérés à des échelles de temps glissantes (24 heures, 1 mois, 1 an, 10 ans, toutesles données de la base) permettant la vision rapide de l’évolution des paramètres,et ce sur trois niveaux :

– par station, présentant les données brutes et les paramètres de contrôles as-

3.2. WEBOBS 29

sociés (type tension batterie ou température ambiante, par exemple Figures3.2d et h) ;

– par réseau, présentant les données filtrées de toutes les stations avec éven-tuellement un calcul plus évolué (données différentielles, corrections systéma-tiques, modélisation du premier ordre, par exemple Figure 3.2g) ;

– et enfin, une intégration pluridisciplinaire via une modélisation des donnéesprovenant de plusieurs réseaux différents. Cette dernière phase est actuelle-ment en cours d’élaboration, mais déjà le système permet une vision globalede l’ensemble des réseaux aux mêmes échelles de temps.

Ces traitements automatiques sont effectués sur toutes les données exis-tantes dans la base (provenant indifféremment des acquisitions automatiques,manuelles ou des archives), et permettent d’anticiper les demandes les plus com-munes pour suivre les paramètres de surveillance. Des centaines de graphes sontainsi à jour et disponibles instantanément sur le site Web, localement ou à dis-tance (identification requise), et ce quel que soit le nombre d’utilisateurs connec-tés. Il est également possible d’exécuter une requête spécifique sur une périodede temps choisie ou avec quelques options graphiques particulières, moyennantquelques minutes de traitement.

Rationalisation des réseaux

La continuité des mesures est l’une des clefs d’une bonne interprétation desdonnées. La maintenance des réseaux doit être permanente, réactive pour mini-miser la perte de données, et les interventions techniques archivées de façon trèsexhaustive sur de longues périodes de temps pour en assurer l’interprétation.Une étape clef du développement de WEBOBS a ainsi été la rationalisationdes réseaux de surveillance. Celle-ci s’est faite grâce à la définition d’un codeunique pour chaque station composé de 7 lettres ODRSSSn : O = l’observatoired’appartenance, DR = le type de réseau (la première lettre correspondant à ladiscipline), SSSn = le site géographique (3 lettres) et un chiffre (n) permettantde différentier plusieurs stations du même type sur le même site.

Exemple : GSAHOU1 est le code d’une station accélérométrique au Houël-mont, réseau “Accélérométrie”, discipline “Sismologie”, gérée par l’observatoirede Guadeloupe.

Toutes les stations et sites de mesures gérés par l’observatoire ont ainsi étéréférencés de façon rationnelle, classés en réseaux et en grandes disciplines, etassociées à une « fiche de station », qui est l’objet de base de WEBOBS. Ellecomprend des dizaines de variables (localisation, alias, type de transmission,dates d’installation/arrêt, validité, liste libre de caractéristiques permettant ladescription détaillée des équipements, photos de terrain, documents techniquesassociés...), et en particulier le ou les capteurs qui seront rattachées aux donnéespar un fichier de calibration. La fiche de station comprend également une basede données des interventions ou événements datés (voir Figure 3.2c).

Ces fiches sont accessibles par tableaux (réseaux), cartes interactives à diffé-rentes échelles géographiques ou par un outil de recherche interne de mots clés(expression régulière).


Open source

L’ensemble du système WEBOBS est développé uniquement au moyen descripts ouverts écrits dans différents langages évolués (Matlab, Shell, Perl, ...),et à partir de fichiers de configuration ASCII type “.conf”. Le système est ainsitotalement ouvert et peut être adapté au gré des besoins, des avancées en mo-délisation et résultats issus des interprétations de données.

Conçu en Guadeloupe et déjà installé en Martinique, WEBOBS sera pro-bablement implanté à la Réunion afin d’homogénéiser les trois observatoiresvolcanologiques français. Le système a aussi été adapté pour le site public duCDSA (www.seismes-antilles.fr) dont il est le moteur de présentation desréseaux, et pour les observatoires magnétiques de l’IPGP qui l’ont récemmentadopté pour leur site sécurisé. Enfin, WEBOBS a été partiellement installé àl’observatoire d’Arta (Sefram Numérique), et il est programmé une installationà l’observatoire de Montserrat.

Le transfert de compétence sur la maintenance et les développements deWEBOBS a été largement anticipé et réalisé concrètement en Guadeloupe parla formation des informaticiens et des chercheurs sur place et surtout leur impli-cation dans les développements. Le système étant utilisé en routine par l’équipelocale depuis plus de 8 ans, les évolutions ont été nombreuses, discutées et accom-pagnées, et elles se poursuivent aujourd’hui en partenariat avec la Martinique,WEBOBS se voulant avant tout un outil ouvert et dynamique, au service desbesoins des observatoires.

3.2.2 Applications

Suivi de crise sismique

Le système mis en place en Guadeloupe sera réellement testé lorsque lessignes précurseurs d’éruption seront de plus en plus marqués et qu’il faudraexploiter en temps-réel les données pour gérer la crise volcanique. Mais c’estle séisme des Saintes et sa longue séquence de répliques (Mw = 6.3 du 21 no-vembre 2004, plus de 30 000 répliques au total) qui en aura été la premièreapplication concrète : WEBOBS a permis non seulement un suivi temps-réeldétaillé des séismes (sismogrammes, évolution des localisations et magnitudespar rapport aux structures tectoniques connues, lois d’Omori (Figure 3.2i), deGutenberg-Richter, d’atténuation des ondes...) facilitant considérablement lesinterprétations scientifiques et communications aux autorités et médias, maisaussi un accès distant des collègues parisiens qui ont ainsi participé pleinementaux traitements et réflexions pendant les jours les plus intenses de la crise (jus-qu’à 2000 répliques par jour).

Volcan numérique

La dernière étape des processus WEBOBS intégrant une possible modéli-sation des données pluridisciplinaires reste à développer, mais le système enplace est dorénavant dans une phase optimale pour son développement : le ser-veur unique qui orchestre les traitements a en effet à sa disposition (sur simplerequête), simultanément, toutes les données de surveillance sous Matlab. Touttype de calcul, corrélation, modélisation ou inversion est donc envisageable ; ilsuffit de le coder dans l’une des routines exécutées périodiquement, pour que

www.seismes-antilles.fr

3.2. WEBOBS 31

a. b.

c. d.

g.f.e.

j.i.h.

Figure 3.2 – Exemples d’écrans du système WEBOBS : a. Écran de contrôle etsurveillance (état des machines et Sefram Numérique temps-réel) ; b. Accélérométrie(loi d’atténuation) ; c. Carte des réseaux et exemple de fiche de station ; d.Météorologie(exemple d’alerte pluie en rouge) ; Sismicité volcanique : e. hypocentres et f. bulletin(Gutenberg-Richter et B-value) ; g. Sources thermales (analyses ioniques, températureset débits) ; h. Forage multiparamètres (hydrophone, températures) ; Crise des Saintes :i. loi d’Omori, j. suivi temporel des magnitudes et localisations sur la faille. Copiesd’écrans du site http://www.ovsg.univ-ag.fr (accès restreint).

http://www.ovsg.univ-ag.fr


Figure 3.3 – Écran de contrôle et de dépouillement de la salle d’acquisition. On ydistingue un séisme détecté sur le Sefram Numérique et l’une des cartes d’hypocentresissues des routines automatiques (d’après [7]).

les graphes, données évoluées et modèles soient produits en temps-réel et acces-sibles par l’ensemble des collègues. Ceci a été fait dans des cas très ponctuels,notamment pour rechercher des corrélations entre paramètres géophysiques etdonnées météorologiques.

Un objectif ambitieux est d’aboutir à un “volcan numérique”, méta-base dedonnées pluridisciplinaire, alimentée par les données de surveillance et de re-cherche et permettant de tester des modèles d’interprétation évolutifs, utilesà la compréhension des phénomènes et donc à la surveillance. La philosophiede WEBOBS étant l’intégration et la centralisation de toutes les facettes dela surveillance (données, méta-données et modélisation), il pourrait servir debase à cette construction. Ce projet sera développé dans les perspectives de cemémoire.

3.3 B-Cube : prédiction des intensités macrosis-miques

Le séisme des Saintes (Mw6.3) et ses milliers de répliques ont fait appa-raître la nécessité de correctement prédire les intensités macrosismiques à chaqueséisme détecté par le réseau de l’observatoire. Si l’OVSG doit d’abord informersur les caractéristiques des événements (magnitude, localisation et origine), lesattentes des autorités — et surtout, il est vrai, de la population et des médias— portent d’avantage sur les effets du séisme, c’est-à-dire les intensités. Or cesdernières sont normalement déterminées sur base d’enquêtes de terrain (témoi-gnages, diagnostic des bâtiments), et lors de son communiqué d’information,l’observatoire se basait soit sur quelques témoignages téléphoniques (éventuelle-ment relayés par les gendarmeries), soit sur une approximation totalement empi-rique et imprécise de l’intensité maximale. Cette procédure a fonctionné pendantdes dizaines d’années avec une sismicité essentiellement composée d’événementsde faible magnitude ou assez éloignés des zones habitées. Fin 2004, l’occurrencede dizaines d’événements superficiels et de magnitudes dépassant parfois 5 a

3.3. B-CUBE 33

101 10210 3

10 2

10 1

100

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

3

4

5

6

7 8 9

a. 2004

Aver

age

PGA

(g)

Hypocentral distance (km)101 102

10 3

10 2

10 1

100

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

3

4

5

6

7 8 9

b. 1974

Aver

age

PGA

(g)

Hypocentral distance (km)

Figure 3.4 – Loi d’atténuation “B3” : simulation des PGA et intensités en fonction dela distance hypocentrale et comparaison avec 2 jeux de données réelles de forts séismesrécents en Guadeloupe (magnitudes et localisation instrumentales) : a. 2004 (Mw 6.3)et b. 1974 (Mw 7.4). La courbe épaisse représente la loi pour la magnitude, et lescourbes pointillées l’incertitude (un facteur 3 dans les PGA) (d’après [11] [Beauducelet al., in prep. ; Feuillet et al., 2010b].

entrainé une nouvelle situation dans laquelle l’observatoire n’était plus capablede prédire correctement les effets potentiels probables, même au premier ordre.

Les lois d’atténuation des intensités sont habituellement estimées par des re-lations empiriques basées sur l’intensité maximale à l’épicentre I0 (par exemple[69]). Dans le cas d’un archipel comme les Petites Antilles, cette grandeurn’existe généralement pas, les épicentres étant majoritairement localisés en mer.Une autre méthode plus indirecte consiste à ajuster une loi d’atténuation desondes sismiques et d’y appliquer ensuite une relation amplitudes/intensités.Grâce aux données issues du réseau accélérométrique permanent (RAP) récem-ment installé (12 stations sol et rocher réparties sur l’archipel guadeloupéen),nous avons ainsi déterminé une loi d’atténuation des accélérations horizontalesmaximales (PGA) qui dépend de la magnitude et de la distance hypocentrale(équation de [18]). Les paramètres de la loi ont été ajustés à partir des donnéesde plus de 400 événements de magnitudes entre 1.1 et 6.3, et de distances hypo-centrales variant entre 2 et 400 km. La fonction misfit a été définie par moindrescarrés avec une pondération des données sur la magnitude et la distance. Le ré-sidu moyen sur les PGA est de log(RMS) = 0.5, ce qui est très comparable àla littérature. La relation accélération/intensité a été suggérée par [42] ; il s’agitde la formulation classique de Gutenberg & Richter [49].

La loi régionale complète, dénommée “ B3 ” (initiales des 3 auteurs), a étévalidée par comparaison avec les intensités réelles du séisme des Saintes (enquêteofficielle du BCSF, voir Figure 3.4a) et de plusieurs séismes historiques récents,comme celui de 1974 (magnitude 7.4, Figure 3.4b). Si les intensités préditeset observées sont très cohérentes, il faut noter que la loi sur les accélérationsne comporte pas de terme de saturation en champ proche ; il en résulte desvaleurs de PGA pouvant être irréalistes (supérieures à 1 g) pour les magnitudessupérieures à 7 et à faibles distances hypocentrales.


3.3.1 Communiqué “shakemaps”L’excellente cohérence des résultats obtenus nous a conduit à mettre en

place dès janvier 2005 un communiqué semi-automatique comprenant une cartedes intensités prédites et la liste des communes concernées (type shakemaps),produit à chaque localisation et validation d’un événement par le sismologued’astreinte (voir Figure 3.5).

Ce communiqué est utilisé depuis en routine à l’observatoire ; sur un totalde plus de 9000 événements localisés, 3000 ont été considérés susceptibles d’êtrepotentiellement ressentis (intensité maximale avec effets de sites au moins égale àII). Selon les conventions définies pour l’OVSG, le sismologue d’astreinte envoiele communiqué si au moins l’une des 2 conditions suivantes est respectée : 1) aumoins un témoignage reçu, 2) intensité théorique supérieure ou égale à IV. Dansde nombreux cas (notamment les répliques des Saintes), l’intensité moyenne dansles communes a pu être vérifiée grâce aux témoignages reçus, généralement avecau plus 1 degré d’écart. Cependant pour les séismes superficiels avec faiblesintensités (II à III), il est souvent difficile de se faire une idée sans enquêteapprofondie (un seul, voire aucun témoignage).

3.3.2 Analyse de la sismicité historiqueSur la période historique aux Petites Antilles, on compte environ 25 séismes

de magnitude supérieure ou égale à 6. Les plus récents (depuis 1800) ont desintensités macrosismiques assez bien documentées et nous avons pu réaliser plu-sieurs simulations avec B3. Grâce aux récentes études sismotectoniques de larégion [43], on sait que la sismicité crustale de l’arc est liée à un système en éche-lon de failles normales, dorénavant bien identifiées. En relocalisant les séismeshistoriques sur ces failles, nous avons pu ajuster les magnitudes pour que lesintensités théoriques collent au mieux aux intensités réelles. On montre ainsique pour la majorité des séismes, la magnitude des catalogues historiques étaitcorrecte ; pour d’autres, la magnitude a dû être ajustée à ±0.5 ; enfin pour cer-tains séismes, nous avons pu prouver que la profondeur ou la localisation descatalogues étaient erronées.

Fort du succès de cette modélisation, nous proposons, par extrapolation dela loi B3, pour le séisme de 1843 une magnitude de 8.5 (ce qui est compatibleavec d’une part la durée de 129 s et d’autre part l’étendue géographique desintensités IX sur près de 200 km), et 8.0 pour le séisme de 1839. Ces travauxfont partie d’un article soumis au JGR, reproduit en Annexe B.6, dans lequelon analyse les possibles interactions entre sismicité et volcanisme dans l’Arc desPetites Antilles.

3.3. B-CUBE 35

SIMULATIONRapport préliminaire de séisme concernantla Guadeloupe et Îles du NordObservatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe − IPGPLe Houëlmont − 97113 Gourbeyre − Guadeloupe (FWI)Tél: +590 (0)590 99 11 33 − Fax: +590 (0)590 99 11 34 − [email protected]−ag.fr − www.ipgp.fr

Gourbeyre, le 22 décembre 2009 09:49 locales

Magnitude 6.3, 15.75°N, 61.54°W, profondeur 14 kmdimanche 21 novembre 2004 11:41:07 TU

Un séisme fort (magnitude 6.3 sur l’Échelle de Richter) a été enregistré le dimanche 21 novembre 2004 à 07:41(heure locale) et identifié d’origine Tectonique. L’épicentre a été localisé à 14 km au sud−sud−est deTerre−de−Haut, à 14 km de profondeur (soit une distance hypocentrale d’environ 20 km). Ce séisme a pugénérer, dans les zones concernées les plus proches, une accélération moyenne du sol de 140 mg (*),correspondant à une intensité macrosismique de VII−VIII (dégâts potentiels). Suivant le type de sols, les intensités peuvent cependant avoir atteint localement l’intensité IX (destructions potentielles).

64°00’W 63°30’W 63°00’W 62°30’W 62°00’W 61°30’W 61°00’W 60°30’W 60°00’W

14°

30’N

15°

00’N

15°

30’N

16°

00’N

16°

30’N

17°

00’N

17°

30’N

18°

00’N

II

II

II

II

II

III

III

III

IIIIII

III

III

IV

IV

IV

IVIV

IV

IV

V

V

V

V

V

VI

VI

VI

VII

VII

VIII

Intensités probables moyennes(et maximales) :

Terre−de−Haut : VII−VIII (IX)Terre−de−Bas : VII−VIII (IX)Trois−Rivières : VII (VIII−IX)

Vieux−Fort : VII (VIII−IX)Grand−Bourg : VII (VIII−IX)

Gourbeyre : VII (VIII)Saint−Louis : VII (VIII)

Basse−Terre : VII (VIII)Capesterre−B/E : VI−VII (VIII)

Saint−Claude : VI−VII (VIII)Baillif : VI−VII (VIII)

Capesterre−de−M/G : VI−VII (VIII)Vieux−Habitants : VI−VII (VIII)

Goyave : VI−VII (VIII)Bouillante : VI (VII−VIII)

Petit−Bourg : VI (VII−VIII)Le Gosier : VI (VII−VIII)

Pointe−à−Pitre : VI (VII−VIII)Sainte−Anne : VI (VII−VIII)

Baie−Mahault : VI (VII−VIII)Les Abymes : VI (VII−VIII)

Pointe−Noire : VI (VII)Le Lamentin : VI (VII)

Saint−François : V−VI (VII)Morne−à−l’eau : V−VI (VII)

Deshaies : V−VI (VII)Sainte−Rose : V−VI (VII)

Le Moule : V−VI (VII)Petit Canal : V−VI (VII)Port−Louis : V−VI (VII)

La Désirade : V (VI−VII)Anse−Bertrand : V (VI−VII)

Saint−Barthélemy : II (III−IV)Saint−Martin : I−II (III)

Hors la Guadeloupe et Îles du NordDominica : VII (VIII−IX)

Martinique : IV−V (VI)Montserrat : IV (V−VI)

Antigua : III−IV (V)Nevis : III (IV−V)

Saint Lucia : III (IV−V)Barbuda : III (IV)

Saint Kitts : III (IV)Sint Eustatius : II−III (III−IV)

Saba : II (III−IV)Saint Vincent : I−II (III)

Anguilla : I−II (II−III)Barbados : I (II)

WEB

OBS

(c) O

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PGP

2009

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4] +

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2]

Terre−de−HautTerre−de−Bas

Portsmouth10 km

VIII

VIIIVIII

Perception Humaine non ressenti très faible faible légère modérée forte très forte sévère violente extrême

Dégâts Potentiels aucun aucun aucun aucun très légers légers modérés importants destructions généralisés

Accélérations (mg) < 1.5 1.5 − 3.2 3.2 − 6.8 6.8 − 15 15 − 32 32 − 68 68 − 150 150 − 320 320 − 680 > 680

Intensités EMS98 I II III IV V VI VII VIII IX X+(*) mg = "milli gé" est une unité d’accélération correspondant au millième de la pesanteur terrestreLa ligne pointillée délimite la zone où le séisme a pu être potentiellement ressenti.

Figure 3.5 – Exemple de communiqué OVSG-IPGP en cas de séisme ressenti (ici unesimulation a posteriori du séisme des Saintes). La loi B3 est utilisée pour estimer lesintensités moyennes probables. Est mentionnée la liste exhaustive des communes ouîles voisines ayant pu ressentir le séisme, avec les intensités maximales (en cas d’effetsde sites) (d’après [11] ; Beauducel et al., in prep.).

Chapitre 4

Perspectives

4.1 Soufrière et autres volcans : stabilité et in-stabilité

Le comportement mécanique des édifices volcaniques est l’un des maillonsclefs des processus éruptifs. Si les nombreux signes précurseurs d’éruption per-mettent aujourd’hui de prévoir une possible crise, ce n’est que l’estimation d’unseuil de rupture mécanique et l’extrapolation de modèles physiques qui permet-tra de prédire les délais de façon réellement quantitative.

La caractérisation des structures internes des volcans — la tomographie mé-canique — est un objectif qu’il faut poursuivre mais nous l’avons vu, en com-plément d’autres types d’observations que les déformations pour contraindreles modèles. La modélisation 3D en milieu élastique discontinu permet de bienreproduire le comportement mécanique des milieux soumis à de petites perturba-tions, et ainsi d’estimer les zones de rupture potentielle à partir des contraintescalculées (en réalité, on identifie seulement les zones où l’élasticité n’est plusrespectée). Sur des volcans comme le Merapi ou la Soufrière de Guadeloupe, lesdiscontinuités mécaniques jouent un rôle primordial et ce type de modèle semblebien adapté dans un premier temps. Il paraît cependant nécessaire d’explorerplusieurs autres pistes de recherche.

Pour étudier les systèmes hydrothermaux très actifs comme celui de la Sou-frière, la prise en compte des hétérogénéités, de la diffusion thermique et desmigrations de fluides dans un milieu poreux constituent autant de rhéologiesnécessaires à une modélisation plus réaliste. Aux Champs Phlégréens, [21] amontré que les effets thermo-poro-élastiques étaient tout aussi efficaces que lesvariations de pression pour générer les amplitudes de déformations observées.La non-unicité des modèles de déformations implique la nécessité d’explorer lesdifférents types de modèles probables, avec l’espoir que la confrontation avecd’autres observations et modèles permette de trancher entre les hypothèses.L’une des questions fondamentales est de savoir si ces modèles peuvent réelle-ment déterminer le type éruptif à venir, par exemple magmatique/phréatique,avec toutes les implications en terme de prévention du risque. Les différentesactions entreprises dans le cadre de l’ANR Domoscan en cours (2009-2012) vonttoutes dans ce sens.

Un autre aspect qui me paraît extrêmement important est la poursuite des

37

38 CHAPITRE 4. PERSPECTIVES

investigations méthodologiques sur la mesure du champ de déformations. En pa-rallèle des méthodes classiques qu’il convient de mettre en oeuvre en raison deleur efficacité prouvée (GPS continu, extensométrie, InSAR en bande L, inclino-métrie de forage, distancemétrie laser), la mise au point de nappes d’instruments(inclinomètres notamment) et des traitements de signaux associés pour extrairele mode commun et s’affranchir des bruits de surface, est une solution que je sou-haite explorer. Il s’agit ici de développer des méthodes à la fois fiables, efficaceset peu onéreuses pour obtenir de l’imagerie des déformations en champ proche,c’est-à-dire à petite échelle spatiale (typiquement, le dôme de la Soufrière).

L’autre approche que j’ai commencé à aborder et que je souhaite développerest l’établissement d’un bilan thermique global de la Soufrière. À partir de me-sures de terrain (aéroportée et au sol) et analyses détaillées des images satellites(MODIS), nous voulons cartographier les anomalies thermiques et quantifier lesflux de chaleur existants et dont la variabilité témoigne sans doute de l’évolutiondu système hydrothermal.

4.2 Surveillance et prédiction : volcan numérique

Le système WEBOBS, conçu en Guadeloupe et utilisé depuis maintenantprès de 10 ans, malgré son apparent degré d’aboutissement, est dans une phasede développement intermédiaire. Si la gestion des réseaux, le contrôle et l’archi-vage des données d’acquisition, les traitements routiniers et l’accès à toutes lesinformations sous forme de site Web sont actuellement des outils opérationnels,leur mise en place aura surtout permis la rationalisation de la gestion des obser-vations pluridisciplinaires (données et métadonnées), étape initiale nécessaire àtout autre développement, y compris par exemple l’intégration d’une base dedonnées au sens classique du terme lorsque cela est nécessaire. En effet, la genèsedu projet devait tenir compte du contexte humain, matériel et budgétaire del’époque et le postulat de départ fut de développer ces outils en s’adaptant auxréseaux de surveillance existants, sans modifier l’amont des chaînes de mesures(capteurs, transmission, acquisition, formats de données). C’est avec la mêmeoptique que WEBOBS pourra être implanté aux observatoires de Montserrat etdu Piton de la Fournaise, comme il est souhaité par la direction des observatoiresde l’IPGP. Chaque observatoire a ses spécificités et les mises en place successivesamènent de nouvelles réflexions et parfois des adaptations ou développementsqui profitent aux systèmes déjà en place. WEBOBS a ainsi beaucoup évolué aucours du temps, dans un esprit communautaire, et nous avons veillé à ce que lenoyau reste compatible avec l’ensemble des systèmes en production.

Depuis environ 2 ans, les deux observatoires des Antilles ont lancé un im-portant projet de modernisation de leurs réseaux de surveillance (sismologiqueet déformation), permettant de réformer totalement les systèmes d’acquisition,de traitement et d’archivage des données continues en particulier en sismologie(transmission satellite, traitements EarthWorm et SeisComP). L’intégration deces outils avec WEBOBS est en cours mais bien avancé ; elle a été relative-ment aisée et permettra de proposer un système global original et efficace desurveillance sismologique (présentations prévues à l’EGU 2010). Ce type de mi-gration devra s’effectuer progressivement pour les autres disciplines.

En aval de la chaîne, c’est maintenant l’intégration des données dans desmodèles d’interprétation automatisés qu’il est absolument nécessaire de mettre

4.2. SURVEILLANCE ET PRÉDICTION : VOLCAN NUMÉRIQUE 39

en place. Toute personne ayant vécu une gestion de crise (volcanique ou sis-mique) en observatoire sait que l’efficacité et la pertinence du diagnostic desscientifiques à destination des autorités sont intimement liées à notre facultéà intégrer l’ensemble des observations et interprétations en temps-réel. Or lesobservations sont trop souvent analysées en terme de mesure “brute” et sans mo-dèle quantitatif permettant d’estimer des paramètres physiques liés aux forcesmises en jeu (pression du magma ou des gaz par exemple). La Soufrière de Gua-deloupe, en raison de son état d’activité actuel, de son potentiel éruptif et durisque associé, est une cible privilégiée pour mener cette réflexion. Celle-ci doitavoir deux axes distincts.

Tout d’abord, il faut que les chaînes d’observations de chaque réseau desurveillance aient un produit final clairement défini et opérationnel, associé àun seuil d’alerte adapté aux exigences d’un diagnostic pré-éruptif. Les modèlesd’interprétation au premier ordre existent pour chaque discipline ; il faut les ex-pliciter et les mettre maintenant en production dans des routines automatiquesdédiées, et afficher clairement les probabilités d’existence des modèles propo-sés. Ce dernier point implique l’utilisation de processus d’inversion à objectifreprésentationnel (exploration de tout l’espace des modèles).

Ensuite, il faut concevoir une base de données multiparamètres regroupantl’ensemble des informations sur la structure interne du volcan, par une intégra-tion de toutes les observations physiques et chimiques issues des méthodes detomographies (au sens large) : discontinuités mécaniques, structures géologiques,vitesses sismiques, conductivités électriques, densité des roches, degré d’altéra-tion, ... Cette base de données doit pouvoir être mise à jour régulièrement, aurythme des nouvelles campagnes de prospection, consultable par une visuali-sation 3D évoluée et accessible par requêtes permettant de tester des modèlesd’interprétation en y introduisant des sources de perturbation (pression de fluideprincipalement). Ce type d’imagerie fonctionnelle, statique mais évolutive, de-viendrait le coeur du “volcan numérique” dont la finalité serait d’améliorer notrecompréhension des processus éruptifs – notamment, il participerait pleinementaux recherches sur la stabilité des édifices décrites plus haut – et de renforcernotre capacité à évaluer l’aléa volcanique et d’aider à la décision en cas de crise.Là encore, c’est la raison pour laquelle je me suis investi dans l’ANR Domos-can, dont l’un des volets principaux est la réalisation de méthodes géophysiquesd’imagerie spatio-temporelles (sismique, électromagnétique et muonique).

Les projets que je souhaite mener, en tant que coordinateur scientifique avecles équipes scientifiques et techniques des observatoires, et qui pourraient êtrepartiellement assimilés à mes tâches de service, sont ainsi :

– implantation de WEBOBS à la Réunion et à Montserrat ;– réalisation et distribution d’un package WEBOBS libre ;– mise en place de modèles d’interprétation en routine, définition de seuils

d’alerte ;– conception et mise en place d’une base de données d’imagerie fonctionnelle

et liens avec WEBOBS.

40 CHAPITRE 4. PERSPECTIVES

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46 BIBLIOGRAPHIE

Deuxième partie

Parcours

47

Chapitre 5

CV

François Beauducelné le 3 décembre 1968, à Conflans-Ste-Honorine, FrancePhysicien-adjoint à l’Institut de Physique du Globe de Paris

Diplômes1986 Baccalauréat série C. Académie de Versailles.1991 Ingénieur Industriel Électricité/Électronique, École Centrale des Arts et

Métiers, Bruxelles. Sujet : « Chaîne de contrôle et d’acquisition pour instru-ments géodynamiques » (Dir. M. Van Ruymbeke).

1992 DEA Géophysique Interne, Université Paris 7. Sujet : « Modélisation d’unecrise intrusive au Piton de la Fournaise (Réunion). Atténuation des pertur-bations thermomécaniques sur les mesures de déformations » (Dir. H. De-lorme).

1998 Doctorat Géophysique Interne, Université Paris 7. Sujet : « Structures etcomportement mécanique du volcan Merapi (Java) : une approche méthodolo-gique du champ de déformations » (Dir. F.-H. Cornet).

Expériences professionnelles1989-1991 Observatoire Royal de Belgique, Bruxelles. Stage sur la conception de

capteurs capacitifs et d’un système d’acquisition haute-résolution EDAS (En-vironmental Data Acquisition System) pour l’étude des marées terrestres, La-boratoire d’Instrumentation Géophysique (Dir. M. Van Ruymbeke).

1992-1994 Volcanological Survey of Indonesia, Bandung. Coopération comme ex-pert technique auprès de chercheurs indonésiens : installation et maintenanced’appareils de surveillance (sismologie, géodésie, géochimie, géomagnétisme,gravimétrie) et responsable de la logistique de missions françaises et étran-gères sur les volcans actifs indonésiens (Dir. W. Tjetjep / G. Poupinet).

1994 North American Collecte Localisation Satellite, Washington / Tou-louse. Consultant pour la conception d’un logiciel de traitement temps-réel dedonnées Argos (PAD) adapté à la surveillance sismologique (Dir. P. Grif-fith).

1998 Institut de Physique du Globe, Paris. Post-doctorat sur la modélisationdes effets troposphériques en interférométrie SAR, Département de Sismologie(Dir. P. Briole).

1998-1999 Osservatorio Vesuviano, Naples. Post-doctorat sur la modélisation numé-rique des déformations aux Champs Phlégréens (Dir. G. De Natale).

49

50 CHAPITRE 5. CV

1999- Institut de Physique du Globe, Paris. Physicien-adjoint, Laboratoirede Mécanique des Roches (1999-2003), Équipe de Volcanologie (2003-2007),Équipe de Sismologie (2007-).

2001-2007 Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe (IPGP).Directeur et responsable scientifique (Dir. successifs à Paris J.-L. Cheminée,G. Boudon, S. Tait). Voir détails Section 6.1.

Expériences de terrainTerre Des dizaines de missions de terrain instrumentales essentiellement en Indonésie

et Guadeloupe, mais aussi Italie, Réunion, Îles Canaries, Açores, Martinique,Montserrat.

Mer Campagnes géophysiques Gwadaseis 2009 (N. Feuillet, N/O Le Suroît), Ba-thysaintes 2010 (C. Deplus, N/O Le Pourquoi Pas ? )

Publications∗Rang A 14 (dont 5 en 1er auteur et 5 en 2e ou 3e auteur).

Citation-index† 168H-index† 7

Distinctions1991 Prix CERDECAM (Centre R&D des instituts de la Haute École Léonard de

Vinci) pour mon travail de fin d’études.

Langues et langagesAnglais Écrit, lu, parlé (courant).

Indonésien Écrit, lu, parlé (courant).Italien Lu, parlé (bases).

Javanais Parlé (bases 1er niveau).Espagnol notions scolaires.

Programmation C, Matlab, Perl, HTML, Javascript, LaTeX.

Je développe dans les chapitres suivants les responsabilités scientifiques etadministratives que j’ai assurées, l’enseignement et la formation, et mes publi-cations scientifiques.

∗. Voir liste complète des publications en Annexe A†. d’après ISI Web of Knowledge [mars 2010]

Chapitre 6

Responsabilités scientifiqueset administratives

6.1 Direction d’observatoire

Affecté à l’observatoire de Guadeloupe en septembre 2000, j’ai assuré lafonction de Directeur et Responsable Scientifique d’avril 2001 à septembre 2007.Ces sept années ont été l’occasion de mettre en place et de réaliser en grandepartie les projets de recherche appliquée pour lesquels j’avais été recruté (voirle Chapitre 3), et de poursuivre l’accomplissement de l’ensemble des missionsdu corps∗ auquel j’appartiens, dans un contexte particulièrement bien adapté àses spécificités.

∗. Extrait du Décret n° 86-434 du 12 mars 1986 portant sur le statut du corps des astro-nomes et physiciens.Art. 2. — Les personnels régis par le présent décret sont chargés :

1. D’une mission de recherche fondamentale, appliquée ou technologique ainsi quede valorisation de ses résultats en astronomie et sciences de la planète ;

2. D’une mission de collecte des données d’observation en milieux naturels étudiéslors de missions et de campagnes dans des sites spécialement équipés à l’aide de moyenslourds ou sur alerte dans le cas de phénomènes catastrophiques, de la conservation etde l’exploitation de ces données portant sur des phénomènes naturels complexes dontl’évolution peut être caractérisée par des échelles de temps très longues ;

3. De missions d’intérêt général, national ou international et du fonctionnement de ser-vices publics chargés notamment de la surveillance et de la prévision de phé-nomènes naturels impliquant des travaux anonymes d’intérêt collectif, la mise enoeuvre d’instruments lourds et de réseaux d’observation ainsi que la participation auxtravaux d’organismes de caractère national ou international ;

4. D’une mission de gestion des moyens de recherches propres à l’astronomie etaux sciences de la planète et des moyens nécessaires à l’accomplissement de missionsd’intérêt général ;

5. D’une mission de coopération internationale dans les mêmes domaines, notammentpour assurer la répartition des tâches pour la surveillance, la collecte et la conser-vation des données et pour participer au niveau international à l’interprétation desphénomènes étudiés ;

6. D’une mission de formation, d’enseignement à et par la recherche et de diffusionde culture et de l’information scientifique et technique. À ce titre, ils peuvent participeraux jurys d’examen et de concours.

51

52 CHAPITRE 6. RESPONSABILITÉS SCI. & ADMIN.

6.1.1 L’OVSG en bref

L’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe (OVSG) estune petite structure polyvalente dépendant de l’IPGP. Ses crédits récurrents(fonctionnement, équipement et salaires) se montent à environ 700 ke/an (chiffres2006), et proviennent de l’IPGP - Ministère de l’Éducation Nationale (50%), del’INSU-CNRS (40%) et du Conseil Général de Guadeloupe (10%) qui met égale-ment à disposition le bâtiment actuel dans le cadre d’une convention tripartiteavec l’IPGP et l’INSU. La particularité de ce budget est que la masse sala-riale représente près de 80% du total, l’équipement et le fonctionnement faisantchacun seulement 10%.

En 2007, l’observatoire était constitué d’une équipe permanente comprenant2 chercheurs (géophysique et géochimie), 1 thésard UAG-IPGP (sismologie), 4ingénieurs et assistants ingénieurs CNRS (électronique, instrumentation, infor-matique et géochimie), 2 techniciens, 1 adjoint technique et 1 adjoint admi-nistratif (secrétariat/gestion). S’y ajoutait un consultant extérieur en matièred’information sur les risques (Michel Feuillard, retraité, directeur de l’ob-servatoire de 1963 à 1997) et un ingénieur sismologue du BRGM à mi-tempspour la mise en place du cadre du Centre de Données Sismologique des Antilles(CDSA). Cette équipe locale est soutenue par une vingtaine de chercheurs etingénieurs de l’IPGP aux compétences plus élargies en géophysique, géochimie,et géologie appliquées au volcanisme.

6.1.2 Politique générale

Selon les textes de référence de l’IPGP, le directeur doit assurer la directionscientifique de l’observatoire en garantissant la définition, le développement etle bon fonctionnement des réseaux (capteurs, transmissions, réceptions), l’ac-quisition et le stockage des données, leur définition, leur traitement et leur ex-ploitation scientifique dans la mesure de moyens qui lui sont alloués. Il en assureégalement la direction administrative (gestion des personnels qui y sont affectésy compris leur notation annuelle, gestion locale des crédits). Enfin, il représentele directeur de l’IPGP dans ses relations avec les autorités administratives lo-cales (services de l’État, Conseil Général, Conseil Régional), les médias et lesuniversités et organismes de recherche locaux.

Ambivalence surveillance / recherche

Si l’on peut affirmer être capable de prévoir une activité éruptive dange-reuse suffisamment à l’avance grâce aux signes précurseurs instrumentaux, lestechniques de prévision actuelles sont encore loin d’avoir la fiabilité et les in-certitudes attendues par les autorités chargées de la protection des personneset des biens, notamment en terme de délai et de durée, afin de réduire l’impactéconomique d’une crise volcanique. L’évolution de ces techniques doit être unobjectif permanent, ce qui ne peut se faire sans le maintien de recherches fon-damentales sur les phénomènes volcaniques et leur caractérisation, notammentinstrumentale. C’est pour cette raison que les observatoires volcanologiques sontconfiés à des organismes de recherche universitaire.

Dans ma thèse ([6]), j’ai proposé un schéma conceptuel pour harmoniser lesactivités de surveillance et de recherche au sein d’un observatoire (figure 6.1).

6.1. DIRECTION D’OBSERVATOIRE 53

6 Introduction générale

Méthodologie du champ de déformation

SURVEILLANCEPRÉVISIO N

CH OIX DESTECHNIQ UES ET

SITES

INTERPRÉTATIO NM O DÉLISATIO N(HYPOTHÈSES)

TRAITEMENT ETVALIDATIO N DES

D O NNÉES

MESURESINSTRUMENTALES

Modèlephénoméno-

logique

temps réel

a posteriori

a priori

Figure 1. Principe de l’étude géophysique d’un volcan basée sur l’observation instrumentaleet interaction avec la surveillance et la prévision des éruptions.

Une étude volcanologique basée sur l’observation prend sa source dans un premier modèle

simpliste du fonctionnement du volcan (Figure 1). Ce modèle a priori est par exemple la position

approximative de la chambre magmatique, les volumes de lave mis en jeu lors des éruptions

passées, etc... Si le volcan n’a jamais été étudié, la comparaison avec d’autres volcans du même

type pourra donner des ordres de grandeur.

a) Choix des techniques et des sites. Le modèle de départ permet de choisir les paramètres

judicieux à mesurer, d’estimer les grandeurs attendues et donc la précision nécessaire, ainsi que

les techniques permettant d’y parvenir. Dans le cas de mesures ponctuelles, la localisation

géographique précise des sites d’observation doit être déterminée en fonction de l’amplitude du

signal escompté.

b) Mesures instrumentales. Les paramètres géophysiques (ou leurs variations) ont presque

toujours des valeurs si faibles qu’ils sont difficiles à mesurer avec un rapport signal sur bruit

acceptable. Les mesures instrumentales font donc souvent appel à des techniques très pointues

dont la pratique constitue parfois de véritables métiers : géodésie, gravimétrie... Les

volcanologues profitent pleinement des développements de capteurs destinés initialement à des

applications toutes autres, comme l’exploration pétrolière ou les études de génie civil ; mais il

faut parfois les adapter aux conditions spéciales d’un environnement volcanique.

c) Traitement et validation des données. Les instruments de mesure fournissent rarement

une valeur directe du paramètre physique recherché et de son erreur. Les données en valeurs

« brutes » doivent être sélectionnées et traitées afin d’obtenir des données en valeurs

« géophysiques ». Ce traitement comprend la calibration des capteurs, la prise en compte des

effets électroniques et des caractéristiques du système d’acquisition (effets de filtre,

dysfonctionnements, ...), mais aussi de perturbations externes sur les capteurs ou sur le site

(météo, intervention humaine, ...). Il est pour cela nécessaire de compléter les mesures par un

carnet de terrain exhaustif et par la mesure de paramètres annexes comme la température, la

pluviométrie, la pression. Cette étape est indissociable de la mesure elle-même car elle fait

intervenir une connaissance approfondie de l’ensemble des installations ou des campagnes de

mesure. La validation consiste en une intégration de toutes les données traitées dont les

paramètres sont soit identiques, soit reliés par une loi physique évidente. La comparaison des

mesures obtenues par des techniques ou des capteurs différents permet d’une part, de définir

une erreur globale valable — indépendante de toute la chaîne de mesure — sur la valeur du

Figure 6.1 – Principe d’étude d’un volcan basée sur l’observation instrumentale etrelation avec la surveillance et la prévision [d’après Beauducel, 1998].

Le principe est de considérer un modèle de fonctionnement du volcan, simplisteau départ, et de le faire évoluer grâce à un cycle de mesures instrumentalesvalidées et interprétées via un modèle numérique. Ce cycle constitue une sortede pulsation dans le processus de recherche pour chaque technique particulière.Si cette spirale est suivie rigoureusement, le modèle de fonctionnement, uniqueet idéalement pluridisciplinaire, ne pourra que s’affiner dans le temps. C’est cemodèle qui doit servir de base à la surveillance, grâce à l’injection de donnéestemps-réel validées. Ce schéma permet de rationaliser le lien entre les mesurespluritechniques et d’éviter la multiplication de modèles individuels ou l’exploita-tion de données brutes souvent impossible à synthétiser au moment d’une crise.La conception et le développement de WEBOBS (voir section 3.2) a servi decreuset à la mise en place de ce concept au sein de l’observatoire.

Depuis sa création en 1950, il n’y avait jamais eu qu’un seul chercheur enposte à l’observatoire de Guadeloupe, le chef de station. En 2003, sur l’initiativeet avec le soutien du directeur de l’IPGP (Claude Jaupart), nous avons pumettre en place un embryon d’équipe de recherche en affectant un deuxièmechercheur dont le poste a été maintenu depuis. L’idée à terme était d’avoir unminimum de 3 chercheurs, ce qui ne fut le cas qu’à partir de fin 2007, à la finde mon mandat. Mais cette évolution fut un point clef du développement dela recherche dans la petite structure observatoire. En doublant ( !) l’effectif deschercheurs, les responsabilités scientifiques et administratives ont pu être parta-gées, et la nouvelle “entité recherche” a pu participer de façon plus significativeou même porter des projets de recherche nationaux et internationaux, renforcerles collaborations scientifiques régionales, améliorer la visibilité de l’observatoirelocalement voire en interne à l’IPGP (équipes de recherche et autres observa-toires). Là encore, la fonctionnalité de visibilité et de partage des informationsvia WEBOBS a eu pour but de favoriser les collaborations.

Base de données continue, validée, homogène et archivée

Les missions d’un observatoire opérationnel (voir chapitre 3) induisent unfonctionnement particulier du service qui a globalement toujours existé depuisles acquisitions temps-réel. Dans la gestion de l’équipe dont j’avais la responsa-bilité, j’ai mis l’accent sur 4 consignes permanentes pour le traitement routinierdes données :– continuité : réactivité face aux pannes, automatisation, précautions avant


toute intervention sur les acquisitions ;

– validation : regard toujours critique sur les données mais sans a priori, ap-prendre à “observer” les signaux ;

– homogénéité : précaution et réflexion avant tout changement de formats ousuppression d’information ;

– archivage : classement rationnel, sauvegardes, pérennité des supports.

La vie de l’OVSG est ainsi rythmée par les “routines” : contrôle et maintenancedes acquisitions de données temps-réel, mesures périodiques sur le terrain, vali-dation et interprétation des données, qui devaient être impérativement mainte-nues durant les week-ends, jours fériés et autres congés du personnel. La gestiondu temps de l’équipe doit ainsi être au coeur de l’organisation du service.

Cette activité continue et régulière est agrémentée d’une réflexion sous-jacente permanente sur la compréhension des phénomènes volcaniques et sis-miques, mais aussi concernant l’amélioration de la qualité des réseaux de sur-veillance, du traitement et de l’archivage des données. S’y ajoutent les événe-ments naturels ponctuels et imprévisibles, notamment les séismes ressentis, quiimpliquent de se rendre immédiatement à l’observatoire, quelques soient le jouret l’heure, pour traiter les données (localisation préliminaire), répondre aux sol-licitations des autorités et des médias et finalement, envoyer un communiquépublic sur l’événement. La veille 24h/24 est indispensable, et compte-tenu desressources humaines et compétences disponibles, ce sont les responsables scien-tifiques et techniques qui assurent cette tâche à tour de rôle.

Gestion de crise : Les Saintes 2004

L’observatoire étant l’unique service d’observation de ce type en Guadeloupe,toutes les demandes d’information et d’expertise s’y focalisent. Déjà très nom-breuses en temps normal, elles peuvent devenir un sujet de craintes profondes encas d’événements majeurs. Ce fut notamment le cas lors de la séquence sismiquedes Saintes à partir du 21 novembre 2004, 7h41 locales. Dès les premières mi-nutes qui ont suivi le choc principal, les appels téléphoniques vers l’observatoireont été incessants, au rythme des secousses ressenties. La première localisationa été effectuée le dimanche 21/11 vers 8h30 par Christian Anténor-Habazac(de permanence ce week-end là), et le premier communiqué public a été diffuséà 10h. Après avoir mis en place un plan de crise à l’observatoire (sauvegarde desdonnées, traitement des répliques, organisation des astreintes, renforcement dela surveillance du volcan), je suis intervenu dès l’après-midi au Centre opéra-tionnel Département (COD) de crise en Préfecture pour présenter au préfet etchefs de services de l’État le phénomène : localisation du séisme, des premièresrépliques, failles identifiées. Je me suis ensuite rendu à la cellule de crise tousles jours, et restais en contact permanent avec le SIDPC. Dès le premier jour,le directeur de l’IPGP Vincent Courtillot et l’INSU-CNRS ont mis à ma dis-position tous les moyens nécessaires, notamment le renforcement de personneltechnique et scientifique (de Martinique et de Paris) et des crédits exceptionnelsqui ont permis de mener les études fondamentales (tectonique, géodésie, sismo-logie, phénoménologie, tsunami) parallèlement à la gestion de crise. Le 22/11,la ministre de l’Outre-Mer et le préfet m’ont demandé de me rendre aux Saintesafin d’expliquer le phénomène à la population, qui menaçait de quitter en masse

6.1. DIRECTION D’OBSERVATOIRE 55

l’archipel des Saintes. Le soir, je suis intervenu avec la Chef du SIDPC en di-rect au journal télévisé RFO, avec un record d’audience absolu ( !). Je me suisrendu aux Saintes le lendemain matin pour rencontrer les équipes municipalesdes deux îles et environ 300 habitants dont les maisons avaient été détruites oujugées dangereuses, réfugiés dans les écoles depuis 48 heures et encadrés par despsychologues. Les mois qui ont suivi, le contact direct a été maintenu avec laPréfecture, le maire de Terre-de-Bas, les équipes de Gendarmerie et Pompierssur place.

Au total, il y a eu plus de 30.000 répliques à ce séisme (la plus forte futun Mw = 5.7 le 14 février 2005), environ 1000 séismes ressentis (dont 500 lespremiers jours), et 125 communiqués envoyés.

Cette crise fut l’occasion de tester en grandeur réelle, à la fois les systèmesd’alerte, d’acquisition et de traitements automatiques des données, la force ef-fective de l’équipe face à une gestion de crise 24h/24, mais aussi la solidité descollaborations avec les différents services de l’État, les élus (campagnes de sensi-bilisation et de prévention des risques), et celle de nos relations avec les médiaset la population.

Collaborations scientifiques régionales

Au delà du besoin de service d’observation et de surveillance des phénomènestelluriques, il existe en Guadeloupe une réelle attente en terme de recherche etd’enseignement en géosciences. Le resserrement des liens entre l’observatoire etles autres structures régionales m’est apparu comme une nécessité absolue. Monprédécesseur Jean-Christophe Komorowski avait déjà établi de solides contactsavec notamment le Service Géologique Régional du BRGM et le Laboratoire dePhysique de l’Atmosphère Tropicale (LPAT) de l’Université des Antilles et dela Guyane (UAG). Afin de renforcer ces liens et de concrétiser les collaborationsrégionales en Sciences de la Terre, j’ai contribué à la réalisation de plusieursactions (voir les détails dans 6.4) :

– projet CPER UAG/IPGP sur l’étude des aérosols volcaniques ;

– projet CPER BRGM/IPGP/UAG sur la mise en place du Centre de DonnéesSismologiques des Antilles (CDSA) ;

– accueil d’une thèse de doctorat UAG/IPGP avec co-financement régional ;

– création en 2003 des « Séminaires Scientifiques du Houëlmont » avec le BRGMet l’UAG ;

– participation de l’observatoire à des enseignements formels à l’UAG ;

– nomination au Conseil Scientifique du Parc National de la Guadeloupe ;

– préparation et défense auprès des autorités locales d’un projet CPER IPGP/UAGsur les risques telluriques en Guadeloupe (projet accepté en 2007, puis portéet coordonné par mon successeur Jean-Bernard de Chabalier).

Information et prévention

L’Observatoire a toujours eu une visibilité très forte tant au niveau des auto-rités locales que de la population et des médias. Le séisme des Saintes en 2004,le séisme et le tsunami d’Asie un mois plus tard, ainsi que la longue séquence derépliques aux Saintes n’ont fait qu’accentuer la place de l’Observatoire dans la


société guadeloupéenne face aux risques telluriques. Au cours de mon mandat,afin de répondre au mieux aux sollicitations permanentes en matière d’informa-tion, j’ai principalement poursuivi ou mis en place les actions suivantes :– ouverture des portes de l’observatoire à des visites hebdomadaires (voir détailen annexe A.3.5) ;

– évolution du bulletin mensuel de l’activité volcanique de la Soufrière et de lasismicité régionale (créé par mon prédécesseur Jean-Christophe Komorowskien 1999), diffusion sur une liste e-mail (plus de 300 destinataires en 2007) etsur le web de l’IPGP ;

– création d’un site web grand public avec informations, documentation pédago-gique et données temps-réel sur la sismicité et le volcanisme en Guadeloupe∗ ;

– pour le cas particulier de la Soufrière 1976, création d’une page web qui ras-semble les documents de l’époque (photos, articles, enregistrements sonores,extraits de rapports, bibliographie), retraçant tous les faits par ordre chrono-logique et tentant une analyse des arguments scientifiques ;

– réponse autant que possible aux sollicitations extérieures (Rectorat, collecti-vités, associations, ...) pour des formations ou conférences de sensibilisationaux risques.

Contexte particulier du mandat

À noter les conditions particulièrement défavorables dans lesquelles j’ai ef-fectué mon mandat de direction :– le nombre de personnels à l’observatoire a varié entre 5 et 13 personnes : j’aieu à gérer 3 départs en retraite, 3 départs par mutation, 10 recrutementsexternes ou affectations, et un décès, Alberto Tarchini, IE CNRS, assassinéà Basse-Terre le 27 octobre 2003, à qui je dédie ce manuscript.

– j’ai collaboré successivement avec 4 préfets, 5 directeurs de Cabinet, 3 chefsde la Protection Civile, sans compter les différents chefs de service et élus descollectivités.Cet important turn-over interne et externe n’a pas été anodin ; il a été la

structure imposée et mouvante de toute ma période de direction, m’obligeantà former, convaincre, transmettre, et s’adapter sans cesse, un peu trop souventà mon goût pour être réellement efficace dans la mise en place d’un servicedurable.

6.2 Autres responsabilités– Responsable local du CDSA (Centre de Données Sismologiques des An-tilles) : supervision et participation au montage scientifique et technique ducentre (1 chercheur IPGP, 1 ingénieur BRGM, 1 IR CNRS), http://www.seismes-antilles.fr, collaboration IPGP/BRGM/UAG [2002 à 2007 ]

– Responsable du suivi de programme ANR CATTEL (Catastrophes Tellu-riques et Tsunami), 31 projets financés AAP 2005 & 2006, 9.4 Me, INSU-CNRS [depuis 2007 ]

∗. Lors de la réforme du site web IPGP en janvier 2006, ce site ne sera malheureusementpas validé par la direction et sera supprimé. La documentation pédagogique, très demandée,sera transférée sur ma page personnelle.

http://www.seismes-antilles.fr

http://www.seismes-antilles.fr

6.3. RAYONNEMENT 57

6.3 Rayonnement

– Relecture d’articles pour revues internationales (nombre d’articles rapportéau nombre de sollicitations des éditeurs) : Geophysical Research Letters /AGU (4/12), Journal of Volcanology and Geothermal Research / Elsevier(2/4), Journal of Geophysical Research / AGU (2/2), Pure and Applied Geo-physics / Birkhaüser Verlag (1/1), Physics and Chemistry of the Earth /Elsevier (1/1), Journal of Marine and Petroleum Geology / Elsevier (1/1),Tectonophysics / Elsevier (0/1)

– Évaluateur de plusieurs projets de recherche ACI (INSU-CNRS), ECOS, oucandidatures de bourses de post-doctorat et doctorat à l’international (AXA)

– Secrétaire du WOVO (World Organization Volcano Observatories) [2000 à2004 ]

– Membre du Groupe de Projet Local sur le Risque Sismique, piloté par le Pré-fet de Région Guadeloupe (SIDPC, DDE, DIREN, Rectorat, IPGP, BRGM,SDIS) [2001-2007 ]

– Examinateur de la thèse de Doctorat de Hendra Gunawan, Institut de Phy-sique du Globe de Paris [11 février 2005 ]

– Co-organisateur de l’European Seismological Commission Annual Workshop(IAVCEI), St-Claude, Guadeloupe [19-24 septembre 2005 ]

– Membre nommé duConseil Scientifique du Parc National de la Guadeloupe[mai 2006 à avril 2009 ]

– Examinateur dans le Comité d’Évaluation de l’UMR 6524 CNRS « Labo-ratoire Magmas et Volcans » (Clermont-Ferrand) [14-15 novembre 2006 ]

– Membre du Comité de Pilotage du projet BRGM « Scénario Départementalde Risque Sismique » (MEDD/Conseil Général Guadeloupe) [2007-2008 ]

– Examinateur de la thèse de Doctorat de Mendy Bengoubou-Valérius, Uni-versité des Antilles et de la Guyane [12 décembre 2008 ]

– Président du jury de recrutement Ingénieur d’Etudes BAP C, Institut dePhysique du Globe de Paris [14 septembre 2009 ]

– Membre élu du Conseil Scientifique de l’Institut de Physique du Globe deParis [février 2008 à décembre 2009, réélu en décembre 2009 ]

– Membre du Comité de Pilotage du site instrumenté labellisé “Corinth RiftLaboratory” (CRL), INSU-CNRS [depuis 2009 ]

6.4 Projets de recherche

Ne sont cités ici que les projets dont j’ai été (ou suis actuellement) porteurou co-responsable. Lorsque c’est l’IPGP qui est mentionné, c’est que j’ai étésollicité par la direction pour porter le projet au nom de l’institut.

– BRGM, IPGP & UAG, KASIS-INFRAS et KASIS-VALOR : Karukera Sis-mologie Infrastructures et Valorisation, CPER-DOCUP 2000-2006, 1 Me,2002-2007.

– Agrinier P., F. Beauducel, N. Jendrzejewski & J.-P. Viodé, Nouveaux déve-loppements dans la surveillance géochimique des émanations magmatiques


dans les sources et fumeroles des volcans de la Soufrière de Guadeloupe et dela Montagne Pelée de Martinique, DRRT Martinique, Ministère Outremer,65 ke, 2002-2005.

– Gibert D. & F. Beauducel, Structure et Dynamique du Système Hydrother-mal du Dôme de la Soufrière de Guadeloupe, Programme DyETI / ChantierAntilles, INSU-CNRS, 20 ke, 2003-2004.

– Beauducel F., S. Bazin & A. Lefriant, Étude du risque tsunami en Guade-loupe : Installation de marégraphes permanents pour l’analyse des effets liésà l’activité volcanique, DRRT Guadeloupe, Ministère Outremer, 50 ke, 2003-2006.

– Beauducel F., Ligne Internet OVSG, CPER-DOCUP « Guadeloupe Numé-rique » 2000-2006, 67 ke, 2003-2006.

– Università della Calabria & IPGP, VIVO : Virtual global Volcano Observa-tory, Projet européen regroupant un consortium de 20 partenaires internatio-naux, soumis au FP7, non financé, avril 2007.

– De Chabalier J.-B., F. Beauducel, M.-P. Bouin, N. Feuillet, J.-F. Lebrun &N. Zahibo, Risque sismique, volcanique et tsunami en Guadeloupe, CPERGuadeloupe 2000-2006 & 2007-2013, 3.5 Me, 2007-2013.

– SRU & IPGP, Dossier de candidature pour la direction du Montserrat VolcanoObservatory 2008-2012, Concours international organisé par le Gouvernementde Montserrat, 9.5 Me, janvier 2008.

– Gibert D., F. Beauducel & C. Dessert, Temps de transfert, bilans de masseet d’énergie du système hydrothermal de la Soufrière de Guadeloupe, PPFVolcanologie IPGP, 15 ke, avril 2008.

– Coutant O., D. Gibert, F. Beauducel, F. Nicollin, S. Vergniolle, J. Vande-meulebrouck & C. Dessert, DOMOSCAN : Quantification de la dynamique etsuivi spatio-temporel du système hydrothermal de la Soufrière de Guadeloupe,ANR RISKNAT08, 600 ke, 2008-2011.

– Beauducel F., A. Bosson, F. Randriamora, WEBOBS : web-based system formonitoring and network managment - installation at Montserrat Volcano Ob-servatory, Contract with Montserrat Government / Seismic Research CenterTrinidad / IPGP, 70 ke, 2009-2010.

– Beauducel F., A. Di Muro, T. Staudacher, P. Kowalski, P. Catherine, A. Pel-tier, A. Lemarchand, Détection précoce de la réalimentation magmatique pro-fonde et de la propagation distale du magma au Piton de la Fournaise parinclinométrie, projet soumis au BQR IPGP/P7, 15 ke, 2010.

6.5 Organisations et Coopérations internationales– Coopération France / Indonésie en volcanologie [1992-2006 ]– Volcans Explosifs Laboratoire Indonésien VELI (Site instrumenté INSU) [de-puis 2009 ]

– Groupement de Recherche INSAR (INSU GDR 515) [depuis 1998 ]– Groupement de Recherche AGRET/G2 (Géodésie et Géophysique) [depuis1999 ]

– American Geophysical Union (AGU) [depuis 1999 ]

Chapitre 7

Enseignement et formations

7.1 Enseignement

Durant ma période outremer et en raison de la charge exceptionnelle liéeà la responsabilité scientifique et administrative de l’observatoire, la directionde l’IPGP m’a déchargé d’enseignement formel comme le permet le statut ducorps des astronomes et physiciens. À mon retour à Paris (décembre 2007), j’aireçu une nouvelle décharge d’enseignement afin de pouvoir me consacrer à lavalorisation de mes recherches précédentes.

Malgré cela, j’ai validé quelques heures d’enseignement :– de 2001 à 2007, environ 60 h/an de cours magistraux en volcanologie,

sismologie et risques naturels. Principalement pour des scolaires (4ème,1ère et Terminale), j’ai également enseigné à des classes de primaires,à plusieurs niveaux L/M/D, aux enseignants SVT de Guadeloupe (vial’IUFM et Rectorat), à des professionnels du tourisme (via les mairies) ouencore à des services de l’État (DDE, gendarmeries).

– entre 2005 et 2007, 50 heures de cours + TP Matlab, OVSG-IPGP(équipe ITA + doctorant + chercheur).

– en 2010, 6 heures de TP Positionnement Spatial, M2 Recherche MéthodesPhysiques en Télédétection, Paris 7 / IPGP / Paris 6 / ENS / Polytech-nique.

7.2 Encadrement d’étudiants

7.2.1 Stages L, M ou écoles d’ingénieurs

Sont notés les pourcentages d’encadrement en cas de co-direction.

1. Made Agung Nandaka (80%, co-direction avec F.H. Cornet), Étudedes déformations d’un volcan actif à dôme. Application au Merapi. Stagede DEA Géophysique Interne, IPGP, 1997-1999.

2. Géraldine Florsch (100%), Apport du GPS cinématique à l’étude duchamp de déformations au volcan Merapi. Stage de 2ème année de l’ÉcoleNationale Supérieure des Arts et Industrie de Strasbourg, janvier-juillet2000.

59

60 CHAPITRE 7. ENSEIGNEMENT ET FORMATIONS

3. Édouard Salviac (100%), Mise en place d’un système automatique delocalisation 3-D des séismes tectoniques et volcaniques. Stage complé-mentaire de DEA Structure et Évolution de la Lithosphère, Université deMontpellier II, août 2001.

4. Marie-Hélène Denis (100%), Étude des caractéristiques spatio-temporellesde la source des déformations lors des éruptions du Piton de la Fournaise(Île de la Réunion). Stage de DEA Géophysique Interne, IPGP, janvier-juin 2002.

5. Julie Chaulet (50%, co-direction avec D. Gibert), Documentation etarchivage à l’Observatoire Volcanologique de la Soufrière. Stage complé-mentaire de Maîtrise des Sciences de la Terre, Université de Rennes I,juillet-août 2002.

6. Ben Kennedy (20%, co-direction avec G. Hammouya), Réseaux de sur-veillance physico-chimique, Stage dans le cadre des échanges du EuropeanVolcanological Training Network, juin 2003.

7. Thomas Jacob (100%), Modélisation Numérique des Déformations surle Dôme de la Soufrière. Stage de Maîtrise, École Normale Supérieure deLyon, juin-septembre 2004.

8. Fabienne Zami (80%, co-direction avec S. Bazin), Synthèse des documentsSoufrière 1976, Stage de 2ème année STU, UAG, juillet 2004.

9. Rachel Jorand (80%, co-direction avec M. Zamora), Documentation etarchivage crise 1976, Stage d’observatoire, IPGP, juillet-août 2004.

10. Aurélien Dupont & Christelle Zielinski (30%, co-direction avec S. Ver-gniolle), Mesures acoustiques sur la Soufrière, Stage M1 Géophysique,IPGP, janvier-mars 2005.

11. Marianne Conin (50%, co-direction avec P. Rival), Mesures GPS et ap-plications : érosion des rivières et déformations volcaniques. Stage de 2èmeannée, École Nationale Supérieure de Géologie, Nancy, juillet-août 2005.

12. Guillaume Ucciani (90%, co-direction C. Dessert et D. Gibert), Me-sures de bruit sismique sur la Soufrière, Stage L2 STEP, P7, août 2008.

13. Benoît Costes (20%, co-direction V. Clouard et J.M. Saurel), Mise enplace de WEBOBS à l’observatoire de Martinique, Stage ingénieur ENSG,juin-août 2009.

14. Hélène Le Mével (50%, co-direction A. Socquet), Traitement InSAR etmodélisation des déformations liées à l’éruption de l’Erta Ale 2008 (Éthio-pie), Stage “cas d’étude” M1 Télédétection, novembre 2009 - janvier 2010.

7.2.2 Doctorat

1. Mendy Bengoubou-Valérius (co-encadrement à 10%, direction P. Ber-nard, A. Randrianasolo et F. Cotton), Contribution à la connais-sance de l’aléa sismique dans les Antilles Françaises - analyse des donnéessismologiques et accélérométriques régionales. UAG / IPGP, Soutenue le12 décembre 2008, 2005-2008.

7.3. ENCADREMENT D’ÉQUIPE 61

7.2.3 TPE et TIPEL’observatoire est régulièrement sollicité pour des TPE (Travaux Personnels

Encadrés) ou TIPE (Travaux d’Initiative Personnelle Encadré) d’étudiants inté-ressés par la volcanologie ou la sismologie. Entre 2001 et 2007, j’ai ainsi reçu pourune entretien d’environ 2 heures, une quinzaine de groupe d’étudiants, niveau1ère S, Terminale S ou écoles préparatoires. Au total, 30 heures d’encadrementpédagogique.

7.3 Encadrement d’équipeComme précisé au §6.1, j’ai assuré pendant plus de 6 années l’animation

scientifique de l’équipe de l’observatoire de Guadeloupe. Au total, 2 chercheursPHAD (sismologie et géochimie), 1 doctorant, 2 IR CNRS (informatique, élec-tronique), 3 IE (électronique, chimie), 2 AI (informatique, chimie), 3 Techni-ciens (électrotechnique), 1 adjoint-technique, 1 adjoint-administratif et 1 emploid’avenir (secrétariat).

62 CHAPITRE 7. ENSEIGNEMENT ET FORMATIONS

Troisième partie

Publications

63

Annexe A

Bibliographie 1998-2010

A.1 Articles

A.1.1 Revues à comité de lecturePubliés

1. Beauducel F., and F.H. Cornet. Collection and three-dimensional modeling of GPSand tilt data at Merapi volcano, Java. J. Geophys. Res., 104 :B1, 725-736, 1999. 27citations∗

2. Avallone, A., P. Briole, C. Delacourt, A. Zollo, and F. Beauducel, Subsidence at CampiFlegrei (Italy) detected by SAR interferometry. Geophys. Res. Lett., 26 :15, 2303-2306,1999. 24 citations∗

3. Jousset, P., S. Dwipa, F. Beauducel, T. Duquesnoy, and M. Diament. Temporal gravityat Merapi during the 1993-1995 crisis : An insight into the dynamical behavior ofvolcanoes. J. Volcanol. Geotherm. Res., 100 :1-4, 289-320, 2000. 26 citations∗

4. Beauducel F., F.H. Cornet, E. Suhanto, T. Duquesnoy, and M. Kasser. Constraintson magma flux from displacements data at Merapi volcano, Java. J. Geophys. Res.,105 :B4, 8193-8204, 2000a. 11 citations∗

5. Beauducel F., P. Briole, and J.L. Froger. Volcano wide fringes in ERS SAR interfe-rograms of Etna : Deformation or tropospheric effect ? J. Geophys. Res., 105 :B7,16,391-16,402, 2000b. 48 citations∗

6. Van Ruymbeke, M., F. Beauducel, and A. Somerhausen. The Environmental Data Ac-quisition System (EDAS) developed at the Royal Observatory of Belgium. J. Geod.Soc. Japan, 47 :1, 40-46, 2001. 10 citations†

7. Beauducel F., G. De Natale, F. Obrizzo, and F. Pingue. 3-D modelling of Campi Flegreiground deformations : Role of caldera boundary discontinuities. Pure Appl. Geophys.,161 :7, 1329-1344, 2004. 10 citations∗

8. Beauducel F., M. Agung Nandaka, M. Diament, F.H. Cornet. Mechanical discontinui-ties monitoring at Merapi summit using kinematic GPS. J. Volcanol. Geotherm. Res.special volume "The Changing Shapes of Active Volcanoes : Recent Results and Ad-vances in Volcano Geodesy", 150, 300-312, 2006. 5 citations∗

9. Nicollin F., D. Gibert, F. Beauducel, G. Boudon, and J.-C. Komorowski. Electricaltomography of La Soufrière of Guadeloupe volcano : Field experiment, 1-D inversion,and qualitative interpretation. Earth Planet. Sci. Lett., 244, 709-724, 2006. 8 citations∗

10. Bernard, M.-L., J. Molinié, R.-H. Petit, F. Beauducel, G. Hammouya, and G. Marion.Remote and in situ plume measurements of acid gas release from La Soufrière volcano,Guadeloupe. J. Volcano. Geotherm. Res., 150, 395-409, 2006. 5 citations∗

∗. d’après ISI Web of Knowledge [mars 2010]†. d’après http://scholar.google.com [mars 2010]

65

http://scholar.google.com

66 ANNEXE A. BIBLIOGRAPHIE 1998-2010

11. Nicollin F., D. Gibert, F. Beauducel, G. Boudon, and J.-C. Komorowski. Reply tocomment on "Electrical Tomography of La Soufrière of Guadeloupe Volcano : Fieldexperiments, 1D inversion and qualitative interpretation" by N. Linde and A. Revil.Earth Planet. Sci. Lett., 258, 623-626, 2007.

12. Bengoubou-Valérius, M., S. Bazin, D. Bertil, F. Beauducel, and A. Bosson. CDSA :A New Seismological Data Center for the French Lesser Antilles. Seismol. Res. Lett.,79 :1, 90-102, 2008. 4 citations∗

13. Gibert, D., F. Beauducel, Y. Déclais, N. Lesparre, J. Marteau, F. Nicollin, and A.Tarantola. Muon Tomography : Plans for Observations in the Lesser Antilles. EarthPlanets Space special issue “High Energy Earth Science : Muon and Neutrino Radio-graphy”, 62 :2, 153-165, 2010.

14. Feuillet N., Leclerc F., Tapponnier P., Beauducel F., Boudon G., Clément V., DeplusC., Lebrun J.-F., Le Friant A., Nercessian A. and Saurel J.-M., Active faulting inducedby slip partitioning in Montserrat and link with volcanic activity. Insights from the2009 GWADASEIS marine cruise data. Geophys. Res. Lett., in press.

Soumis1. Aubaud C., C. Dessert, P. Agrinier, O. Crispi, F. Beauducel. Carbon isotope constraints

on degassing of magmatic CO2 from fumaroles and thermal springs of La SoufrièreVolcano (Guadeloupe, Lesser Antilles). Paper submitted to J. Volcanol. Geotherm. Res.,2009.

2. Bazin S., N. Feuillet, C. Duclos, W. Crawford, A. Nercessian, M. Bengoubou-Valerius,F. Beauducel, S.C. Singh, Seismicity and tomographic modelling of Les Saintes (FWI)seismic sequence using ocean bottom seismometers, Paper accepted for publication inTectonophysics, 2009.

3. Feuillet, N., F. Beauducel, E. Jacques, P. Tapponnier, S. Bazin, B. Delouis, M. Vallée,and G.C.P. King. The Mw = 6.3, November 21, 2004, Les Saintes earthquake (Gua-deloupe) : Tectonic setting and static stress modeling Paper submitted at J. Geophys.Res., 2010a.

4. Feuillet, N., F. Beauducel, P. Tapponnier. Tectonic context of moderate to large histo-rical earthquakes in the Lesser Antilles and mechanical coupling with volcanoes Papersubmitted at J. Geophys. Res., 2010b.

5. Allard P. , S. Calabrese, F. Parello, E. Bagnato, G. Hammouya, O. Crispi, F. Beauducel,Steam and gas plume emission rate from La Soufriere volcano, Guadeloupe (LesserAntilles), Paper submitted to J. Volcanol. Geotherm. Res., 2010.

En préparation1. Beauducel F., J.C. Komorowski, P. Besson, The review of the 1975-1977 eruption of La

Soufrière de Guadeloupe (FWI), in preparation for Bull. Volcanol..2. Beauducel F. et al., An operationnal attenuation law for seismic intensities prediction

in the Lesser Antilles, in preparation for CRAS.3. Beauducel F. et al., 3-D modelling of a deeply fractured lava dome (Soufrière of Gua-

deloupe) : New constraints on the hydrothermal system., in preparation for JVGR.4. Beauducel F. et al., WEBOBS : an integrated web-based system for operationnal ob-

servatories, in preparation.

A.1.2 Revues sans comité de lecture1. Van Ruymbeke M., R. Howard, E. Pütz, F. Beauducel, A. Somerhausen, and J.-P.

Barriot. An introduction to the use of HICUM for signal analysis. Bulletin d’Infor-mation des Marées Terrestres (BIM), Observatoire Royal de Belgique, Brussels, 138,10955-10966, 2003. 4 citations†

2. Hatzfeld D., F. Cotton, C. Anténor, P.-Y. Bard, F. Beauducel, C. Berge, P. Bernard,P. Beys, F. Blarel, D. Brunel , F. Courboulex, A. Deschamps, P. Dominique, J.-F. Fels,P. Giroux, M. Granet, P. Guéguen, B. Lebrun, M. Nicolas, C. Péquegnat, T. Piquet,A. Souriau, P. Tuchais, S. Vidal, J-P Viodé. Le Réseau Accélérométrique Permanent(RAP). Géologues, Revue BRGM, 2003.

A.2. AUTRES PUBLICATIONS 67

3. Bazin S., D. Bertil, F. Beauducel, M. Bengoubou-Valérius, Le séisme des Saintes du21 novembre 2004, Lettre d’Information du Réseau Accélérométrique Permanent, n°2,LGIT, Grenoble, juillet 2005.

4. Komorowski J.-C., G. Boudon, M.P. Semet, F. Beauducel, C. Anténor-Habazac, S.Bazin, G. Hammouya, Guadeloupe. In : J. Lindsay, R. Robertson, J. Shepherd, S. Ali,(Eds.), Volcanic Hazard Atlas of the Lesser Antilles, published by University of theWest Indies, Seismic Research Unit, Trinidad and IAVCEI, p. 65-102, 2005.

5. Bertil D., F. Beauducel, Le Centre de Données Sismologiques des Antilles (CDSA),Géosciences, Éditions BRGM, 4, encadré p 55, 2006.

6. Beauducel F., Surveillance opérationnelle des volcans français : développements récentsà la Guadeloupe. Géosciences, Éditions BRGM, 4, 64-68, 2006.

A.2 Autres publications

A.2.1 Rapports1. Briole, P., A. Avallone, F. Beauducel, A. Bonforte, V. Cayol, C. Deplus, C. Delacourt,

J.-L. Froger, B. Malengreau et G. Puglisi. Interférométrie radar appliquée aux volcans :cas de l’Etna et des Champs Phlégréens (Italie). Rapport Quadriennal CNFGG 1995-1998, 121-128, 1999.

2. F. Beauducel, F.-H. Cornet, Projet d’antenne clinométrique hors enclos au Piton de laFournaise, Rapport de mission à la Réunion du 9-18 mai 2000, IPGP, 2000.

3. Clément, C., P. Bernard, J.-P. Viodé, C. Anténor-Habazac, J.-C. Lépine, F. Beauducel.Compilation et validation du catalogue de sismicité des observatoires IPGP des AntillesFrançaises. Rapport MATE-IPGP, 2001.

4. Beauducel F.. Rapport annuel d’activité de l’Observatoire Volcanologique de la Sou-frière - synthèse 2001. Institut de Physique du Globe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB/2002, mars 2002.

5. Beauducel F.. Rapport annuel d’activité de l’Observatoire Volcanologique de la Sou-frière - synthèse 2002. Institut de Physique du Globe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB/2003, février 2003.

6. Beauducel F. et C. Anténor-Habazac. Rapport annuel d’activité de l’Observatoire Vol-canologique et Sismologique de Guadeloupe - synthèse 2003, Institut de Physique duGlobe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB-CAH/2004, janvier 2004.

7. De Chabalier J.-B., C. Anténor-Habazac, S. Bazin, D. Bertil, G. Boudon, F. Beauducel,G. Hammouya, A. Le Friant, A. Nercessian. Rapport intermédiaire IPGP sur la crisedes Saintes, Rapport Interne IPGP, 6 décembre 2004.

8. D. Bertil, S. Bazin, D. Mallarino, F. Beauducel. Séisme des Saintes - Rapport de Syn-thèse, Centre de Données Sismologique des Antilles, IPGP-BRGM-UAG, Gourbeyre,8 décembre 2004.

9. Beauducel F., S. Bazin, M. Bengoubou-Valérius. Loi d’atténuation B-Cube pour l’éva-luation rapide des intensités sismiques probables dans l’Archipel de Guadeloupe. Rap-port Interne, Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe - Institutde Physique du Globe de Paris - Université des Antilles et de la Guyane, IPGP-OVSG/RI/FB-SB-MBV/2004, décembre 2004, pp 12, 2005

10. Varet J., F. Beauducel, F. Barberi. La gestion du risque volcanique en Italie. Rapportfinal de la mission CSERV, 14-17 octobre 2004, MEDD, pp 54, 2005.

11. D. Bertil, S. Bazin, D. Mallarino, F. Beauducel. Localisation des principales répliquesdu séisme des Saintes du 21 Novembre 2004, Centre de Données Sismologiques desAntilles, IPGP-BRGM-UAG, Gourbeyre, 15 Avril 2005.

12. BCSF. Séisme des Saintes (Guadeloupe) du 21 novembre 2004. Note préliminaire, Bu-reau Central Sismologique Français, BCSF2005-NP3, pp 62, mai 2005.

13. Beauducel F. et C. Anténor-Habazac. Rapport annuel d’activité de l’Observatoire Vol-canologique et Sismologique de Guadeloupe - synthèse 2005, Institut de Physique duGlobe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB-CAH/2006, janvier 2006.


14. Beauducel F., C. Dessert et C. Anténor-Habazac. Rapport annuel d’activité de l’Ob-servatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe - synthèse 2006, Institut dePhysique du Globe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB-CAH/2007, mars 2007.

15. IPGP, Bulletin mensuel de l’activité volcanique et sismique de Guadeloupe. Observa-toire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe - Institut de Physique du Globe deParis, Gourbeyre, ISSN 1622-4523, 78 rapports mensuels (2 à 4 pages), 2001-2007.

16. Dessert C., J.-B. de Chabalier, C. Anténor-Habazac, et F. Beauducel. Rapport an-nuel d’activité de l’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe - syn-thèse 2007, Institut de Physique du Globe de Paris, Gourbeyre, IPGP-OVSG/RA/FB-CAH/2008, mai 2008.

17. Beauducel F., D. Gibert, Étude pluridisciplinaire de la dynamique du gouffre Tarissan,Rapport de mission en Guadeloupe (24 avril - 10 mai 2008), PPF Volcanologie, Institutde Physique du Globe de Paris, IPGP-OVSG/RM/FB-DG/2008/01, mai 2008.

18. Beauducel F., D. Gibert, Temps de transfert, bilans de masse et d’énergie du systèmehydrothermal de la Soufrière, Rapport de mission en Guadeloupe (19 novembre - 16décembre 2008), ANR DOMOSCAN, Institut de Physique du Globe de Paris, IPGP-OVSG/RM/FB-DG/2008/02, février 2009.

19. F. Beauducel, D. Gaudin, Imagerie thermique infrarouge sur la Soufrière, Rapport demission en Guadeloupe (9 - 28 février 2010), Institut de Physique du Globe de Paris,IPGP-OVSG/RM/FB-DGD/2010/01, mars 2010.

A.2.2 Documents collectifs officielsIl s’agit ici de contributions plus ou moins conséquentes à l’élaboration de

documents pour des administrations : rédaction, co-rédaction ou simple relecturepour validation scientifique.

1. Commune de St-Claude, Arrêté interdisant l’accès du public à une partie du sommetde la Soufrière, Arrêté Municipal du 29 octobre 2001, n°01-296, 2001.

2. Parc National de la Guadeloupe, Atlas. ISBN 2-909333-07-08, MEDD, pp 68, décembre2003.

3. Préfecture de Guadeloupe, Dossier Départemental sur les Risques Majeurs, Dossierd’information sur les risques majeurs, DDE / BRGM / IPGP / MétéoFrance, 2004.

4. Commune de Terre-de-Bas, DICRIM, Dossier d’information communale sur les risquesmajeurs, CoRisk, 2006.

5. Commune de St-Claude, DICRIM : outil indispensable à l’information préventive. Dos-sier d’information communale sur les risques majeurs, pp 63, 2007.

6. Préfecture de Guadeloupe, Prévention des risques naturels majeurs en Guadeloupe :Réglementation et mise en oeuvre, 15 fiches synthétiques, DIREN / DDE / BRGM /IPGP, juillet 2007.

A.2.3 Communications orales1. Beauducel F., P. Briole, J.-L. Froger, Volcano wide fringes in ERS SAR interferograms

of Etna : Deformation or tropospheric effect ? AGU Fall Meeting, V52A-02, 1999.

2. Briole, P., F. Beauducel, A. Bonforte, C. Delacourt, J.-L. Froger, and G. Puglisi. Sevenyears of SAR interferometry on Etna. Geophysical results and methodological problems.AGU Fall Meeting, V51D-06 INVITED, 1999.

3. Kirn J., J-P. Muller, J. Morley, F. Beauducel, P. Briole, The potential use of phase co-herence time series and LANDSAT-TM in predicting IfSAR scatterer behaviour on Mt.Etna volcano, FRINGE ’99 : Advancing ERS SAR Interferometry from Applicationstowards Operations ; Proceedings, Liege, Nov. 10-12, 1999.

4. Beauducel F., M.A. Nandaka, G. Florsch, J. Ammann, P. Mourot, F.-H. Cornet, M.Diament. Determination of mechanical discontinuities at Merapi summit from kinema-tic GPS. IAVCEI General Assembly, Nusa Dua Bali, July 18-22, 2000.

5. Beauducel F., M. Agung Nandaka, G. Florsch, J. Ammann, F.H. Cornet, M. Diament.Mechanical discontinuities monitoring at Merapi summit using kinematic GPS. EosTrans. AGU, 81(48), Fall Meet. Suppl., Abstract G11A-06, 2000.

A.2. AUTRES PUBLICATIONS 69

6. Komorowski, J.-C., G. Boudon, C. Anténor-Habazac, G. Hammouya, M.P. Semet, J.G.David, F. Beauducel, J.-L. Cheminée, M. Feuillard, L’activité éruptive et non-éruptivede la Soufrière de Guadeloupe : problèmes et implications de la phénoménologie etdes signaux actuellement enregistrés, Atelier sur les aléas volcaniques - Les volcansantillais : des processus aux signaux. Programme National des Risques Naturels (INSU-CNRS), 18-19 janvier 2001, Paris, 2001.

7. Beauducel F., P. Briole and J.L. Froger. Volcano wide fringes in ERS SAR interfe-rograms of Mt. Etna (1992-1999) :deformation or tropospheric effect ? InternationalWorkshop on Optical Methods In Earth Sciences, Capo Miseno, Bacoli, Napoli, Italy,March 21-24, 2001.

8. Beauducel F., and G. De Natale. 3-D modeling of Campi Flegrei bradyseism : Anexample of the non-uniqueness of ground deformation sources. EGS XXVI GeneralAssembly, Nice, April 2001.

9. Hatzfeld D., P. Bernard, A. Deschamps, P. Dominique, M. Granet, A. Souriau, S.Nechtschein, M. Nicolas, P.-Y. Bard, F. Beauducel, P. Beys, F. Blarel, D. Brunel, F.Cotton, A.M. Duval, J.F. Fels, P. Gueguen, B. Lebrun, C. Maron, E. Leroy, T. Piquet,S. Vidal, J-P Viodé. Recent developments of a co-operative National AccelerometricNetwork in France (RAP) : Description and first results. Eos Trans. AGU, 82(47), FallMeet. Suppl., Abstract S42C-0664, 2001.

10. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Quelques éléments d’une surveillance opération-nelle... Séminaire des Observatoires Volcanologiques, IPGP, Paris, janvier 2002.

11. Pavez A., D. Remy, S. Bonvalot, G. Gabalda, F. Beauducel, M. Diament, Recent in-sights on explosive volcanoes ground deformation from Radar Interferometry, Inter-national Congress Montagne Pelée 1902-2002 : Explosive Volcanism in SubductionZones, IPGP-IAVCEI, Saint-Pierre Martinique, May 12-16, 2002.

12. Hatzfeld D., P.-Y. Bard, F. Beauducel, C. Berge, P. Bernard, E. Bertrand, P. Beys, F.Blarel, D. Brunel, F. Cotton, F. Courboulex, A. Deschamps, P. Dominique, M. Granet,Y. Gueguen, B. Lebrun, C. Maron, M. Nicolas, T. Piquet, A. Souriau, S. Vidal, J-PViodé. The French Accelerometric Network (RAP) : a free access to data. XXVIIIGeneral Assembly, European Seismological Commission, Genoa, September 1-6, 2002.

13. Cornet, F.H., F. Beauducel. Monitoring and interpretation of surface deformation onvolcanic structures. Paper presented at International Workshop on Melt Inclusions,Geochemical and Geophysical Volcanoes Monitoring, Seiano, September 26-30, 2002.

14. Gibert D., F. Nicollin, F. Beauducel et M. Zamora. Tomographie électrique du dômede la Soufrière de Guadeloupe. Réunion spécialisée de la Société Géologique de France :« les fluides en domaine volcanique », Paris, 4 novembre 2002.

15. Bernard, M-L., R-H. Petit, J. Molinié, F. Beauducel, G. Hammouya, and D. Bernard.Present volcanic gas emission at Soufrière volcano, Guadeloupe : new insights fromFTIR data. EGU 1st General Assembly, Nice, France, 25 - 30 April 2004, GeophysicalResearch Abstracts, Vol. 6, Feb 10, 2004.

16. Nicollin, F., D. Gibert, and F. Beauducel. Structure of the Soufriere of Guadeloupe byelectrical tomography : preliminary results. Réunion des Sciences de la Terre (JointEarth Sciences Meeting), Société Géologique de France / Geologische Vereinigung,Strasbourg, September 20-25, 2004.

17. Beauducel F., C. Anténor-Habazac, and D. Mallarino. WEBOVS : Integrated monito-ring system interface for volcano observatories. Paper presented at IAVCEI GeneralAssembly, Pucon, Chile, Nov 2004, abstract S08A-PF-072.

18. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Sismicité régionale. Séminaire Prévention Sis-mique - “Université de Juillet”, DDE / DIREN, UAG Fouillole, 4-10 juillet 2005.

19. Bazin S., F. Beauducel, J.-C. Komorowski, A. Nercessian, G. Boudon, A. Saglio, C.Anténor-Habazac, A. Tarchini, B. Figaro, J.-C. Delmond, A. Lemarchand, C. Lam-bert, D. Mallarino, P. Bernard, and B. Chouet. Volcano-seismic signals and monitoringnetwork on La Soufrière of Guadeloupe. Paper presented at Soufriere Hills Volcano- Ten Years On international workshop, Seismic Research Unit, University of WestIndies, July 24-30, 2005.

20. Jacob T., F. Beauducel, G. Hammouya, J.G. David, JC Komorowski. Ten years ofextensometry at Soufrière of Guadeloupe : New constraints on the hydrothermal system.Paper presented at Soufriere Hills Volcano - Ten Years On international workshop,Seismic Research Unit, University of West Indies, July 24-30, 2005.


21. Le Friant A., G. Boudon, J.-C. Komorowski, P. Heinrich, S. Bazin and F. Beauducel.Tsunami in the Lesser Antilles islands : Recent events and implications. Paper presentedat Soufriere Hills Volcano - Ten Years On international workshop, Seismic ResearchUnit, University of West Indies, July 24-30, 2005.

22. Beauducel F., C. Anténor-Habazac, and D. Mallarino. WEBOVS : Integrated monito-ring system interface for volcano observatories. Paper presented at IAVCEI EuropeanSeismological Commission Annual Workshop, Saint-Claude Guadeloupe, September19-24, 2005.

23. Komorowski J.-C., G. Boudon, F. Beauducel, B. Caron, M. Semet, A. Le Friant, B.Villemant, 2005. Reconstructing the eruptive history of La Découverte-La Soufrière vol-cano : implications for monitoring and future activity. Paper presented at IAVCEI Eu-ropean Seismological Commission Annual Workshop, Saint-Claude Guadeloupe, Sep-tember 19-24, 2005.

24. Laigle M., E. Rouw, M. Sapin, A. Hirn, B. DeVoogd, P. Charvis, Y. Hello, Y. Mu-rai, Y. Nishimura, H. Shimamura, A. Galve, J. Lepine, J. Lebrun, J. Diaz, J. Gal-lart, F. Beauducel, J.P. Viodé, Elements of the Seismic Structure and Activity of theLesser Antilles Subduction Zone (Guadeloupe and Martinique Islands) from the SIS-MANTILLES Seismic Survey, Eos Trans. AGU, 86(52), Fall Meet. Suppl., AbstractT33C-0580, 2005.

25. Bengoubou-Valérius M., D. Bertil, S. Bazin, A. Bosson, F. Beauducel, RandrianasoloA. CDSA : A new seismological Data Center for French West Indies. Poster presentedat The Caribbean Academy of Sciences, 15th Annual Meeting, Gosier, Guadeloupe,May 21-23 2006.

26. Beauducel F., C. Anténor-Habazac, S. Bazin, J.B. De Chabalier, A. Nercessian, N.Feuillet, E. Jacques, D. Bertil, G. Boudon, A. Lefriant, P. Tapponnier, A. Hirn, J.C.Lépine, P. Bernard, J.C. Komorowski, G. King, OVSG team. Le séisme des Saintes(Guadeloupe) du 21 nov. 2004, Mw 6.3, et sa séquence de 27.000 répliques. IIIèmeJournées techniques et scientifiques du RAP, Centre de Physique des Houches, 29-31mai 2006.

27. Beauducel F., S. Bazin, M. Bengoubou-Valérius. Le RAP des Antilles Françaises : spé-cificités, traitements automatiques et première loi d’atténuation. IIIème Journées tech-niques et scientifiques du RAP, Centre de Physique des Houches, 29-31 mai 2006.

28. Beauducel F., C. Dessert, C. Anténor-Habazac, et al., Retour d’expérience OVSG-IPGPdu séisme des Saintes et ses répliques. Club Risques, organisé par la DIREN, Le Gosier,27-28 novembre 2006.

29. Van Ruymbeke M., F. Beauducel, A. Somerhausen, R. Howard, S. Naslin, N. Cadi-cheanu and Zhuping. Description of the HiCum method dedicated to periodical si-gnals analysis. Poster presented at EGU General Assembly, Vienna, Austria, abstractEGU2007-A-09858, 15 - 20 April 2007.

30. Aubaud C., C. Dessert, P. Agrinier, O. Crispi, F. Beauducel. Dissolved inorganic carbonconcentration and isotopic ratio (δ13C) in thermal springs from the Soufrière Volcano(Guadeloupe, Lesser Antilles) and their implications for volcanic surveillance, 17thAnnual Goldschmidt Conference “Atoms to planets”, Cologne, Germany, August 19-24, 2007, Geochimica et Cosmochimica Acta, 71, abstract EGU2007-A-09858, A43,2007.

31. De Chabalier J.B., N. Feuillet, N. Fournier, O. Charade, A. Nercessian, S. Bazin,F. Beauducel, Estimation of the seismic coupling in the Lesser Antilles subductionzone, Paper presented at the 18th Caribbean Geological Conference, Santo Domingo,Dominican Republic, March 25-28, 2008.

32. Beauducel F., From deformation field to edifice structures and eruptive processes,ERI/IPGP Stockastic Seismology Workshop, Earthquake Research Institute, Tokyo,June 23, 2008.

33. Dupont, A., Vergniolle, S., Beauducel F. and J.B. de Chabalier, Monitoring the sound ofthe fumaroles produced by Soufrière of Guadeloupe volcano (France), IAVCEI Generalassembly, Reykjavik, Island 2008, Abstract (1084), 2008.

34. Beauducel F., P. Besson, The review of the 1975-1977 eruption of La Soufrière deGuadeloupe (FWI), Eos Trans. AGU, 89(53), Fall Meet. Suppl., Abstract V44A-03INVITED, 2008.

A.3. VULGARISATION SCIENTIFIQUE 71

35. Bazin, S., Feuillet, N., C. Duclos, W. Crawford, A. Nercessian, M. Bengoubou-Valérius,F. Beauducel, S. Singh, Results of an OBS survey after M6.3 Les Saintes earthquake(Guadeloupe, FWI),NERIES-ESONET OBS-Marine Seismology workshop, Paris, 2010.

36. Saurel J.-M., F. Randriamora, A. Bosson, T. Kitou, C. Vidal, M.-P. Bouin, J.-B. deChabalier, V. Clouard, A. Nercessian, F. Beauducel, Recent advances in the LesserAntilles observatories Part 1 : Seismic Data Acquisition Design based on EarthWormand SeisComP, Paper presented at European Geophysical Union General Assembly,Vienna, May 2010.

37. Beauducel F., A. Bosson, F. Randriamora, C. Anténor-Habazac, A. Lemarchand, J.-M.Saurel, A. Nercessian, M.-P. Bouin, J.-B. de Chabalier, V. Clouard, Recent advancesin the Lesser Antilles observatories Part 2 : WebObs - an integrated web-based systemfor monitoring and networks management, Paper presented at European GeophysicalUnion General Assembly, Vienna, May 2010.

38. Feuillet N., F. Beauducel, E. Jacques, P. Tapponnier, S. Bazin, B. Delouis, M. Vallée,G.C.P. King, The Mw = 6.3, November 21, 2004, Les Saintes earthquake (Guadeloupe) :Tectonic setting and static stress modeling,Paper presented at European GeophysicalUnion General Assembly, Vienna, May 2010.

39. Villemant B., J.-C. Komorowski, A. Michel, G. Hammouya, O. Crispi, C. Dessert, J.-B.de Chabalier, and F. Beauducel, 30 years of geochemical monitoring of thermal watersand fumaroles at La Soufrière volcano (Guadeloupe, Lesser Antilles), Paper presentedat European Geophysical Union General Assembly, Vienna, May 2010.

40. Leclerc F., Feuillet N., Beauducel F., Boudon G., Clément V., Deplus C., Lebrun J.-F., Le Friant A., Nercessian A. and Saurel J.-M., Active faulting induced by the slippartitioning in the Lesser Antilles arc. Paper presented at European Geophysical UnionGeneral Assembly, Vienna, May 2010.

A.2.4 Logiciels1. Beauducel F., 2004. µGRAPH : ASCII Data Processing and Visualisation Software,

Institut de Physique du Globe de Paris - Observatoire Royal de Belgique, www.ipgp.fr/~beaudu/mgr.html, 1995-2004.

2. Beauducel F., 2009. MATLAB personal toolbox : Various functions of general interest,signal processing, deformation modelling, DEM, InSAR, ..., Partially available at www.ipgp.fr/~beaudu/matlab.html and www.mathworks.com/matlabcentral/, 1991-2010.

A.3 Vulgarisation scientifiqueA.3.1 Articles

Lorsque je ne suis pas premier auteur des articles ci-dessous, j’y ai participéen réalisant une interview avec le journaliste (formellement seul signataire) :soit en relisant son texte, soit en participant plus ou moins abondamment à sarédaction.

1. Beauducel F., J. Ammann, M. Diament. GPS cinématique au volcan Merapi. Le PetitGlobe, Institut de Physique du Globe de Paris, p. 3, mars 2000.

2. Beauducel F., Fenêtre sur l’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guade-loupe. « Kasasyans », Archipel des Sciences, Lamentin Guadeloupe, n°5, janvier-mars2004.

3. Beauducel F., Les risques sismiques et volcaniques. « Catastrophes Naturelles : Boul-vèsman Laliwonnaj », Cahiers Créoles, 2004.

4. Cuillerier R., F. Beauducel, G. Hammouya, La Soufrière sous haute surveillance, Inter-view pour Science & Vie, 1045, 92-97, octobre 2004.

5. Damoiseau-Malraux C., F. Beauducel, Sismicité en Guadeloupe : la part des choses,Interview pour Niouz Basté, mars 2005.

6. Lemarchand F., F. Beauducel, Volcanologie : Les liens entre séismes et éruptions restentdélicats à préciser. Interview pour La Recherche, 387, juin 2005.

7. Beauducel F. & M. Feuillard, Il y a 30 ans... la Soufrière, Synthèse des rapports IPGP1975-1977, encarts dans le bulletin mensuel de l’OVSG-IPGP, juillet 2005 à mars 2007.

www.ipgp.fr/~beaudu/mgr.html

www.ipgp.fr/~beaudu/mgr.html

www.ipgp.fr/~beaudu/matlab.html

www.ipgp.fr/~beaudu/matlab.html

www.mathworks.com/matlabcentral/


8. Beauducel F., Portrait : Directeur d’observatoire volcanologique, Eruption, 8, 29-30,octobre 2005.

9. Bizouk F., F. Beauducel, Une éruption comme en 1976 ne conduirait qu’à une évacua-tion partielle. Interview pour France-Antilles, 23 novembre 2005.

10. Bizouk F., F. Beauducel, Les répliques peuvent durer plus d’une année. Interview pourFrance-Antilles, 27 décembre 2005.

11. Lécuyer F., F. Beauducel, Montserrat : 10 ans sous le feu du volcan, Interview pourEruption, 9, 42-43, octobre 2005.

12. Beauducel F., Soufrière 1976 : quelques enseignements 30 après. « Kasasyans », Archi-pel des Sciences, Lamentin Guadeloupe, n°12, 5-6, janvier-mars 2006.

13. Deron F., F. Beauducel, Éruption du volcan Merapi, Java. Interview pour Le Monde,16 mai 2006.

14. Bizouk F., F. Beauducel, Séisme : l’observatoire n’alerte que si nécessaire. Interviewpour France-Antilles, 8 septembre 2006.

15. Bizouk F., F. Beauducel, Loin d’une activité alarmante. Interview pour France-Antilles,26 septembre 2006.

16. Bizouk F., F. Beauducel, Un avant-goût de catastrophe. Interview pour France-Antilles,9 mars 2007.

17. Bordet S., F. Beauducel, Guadeloupe : un volcan surveillé 24 heures sur 24, Interviewpour Mon Quotidien, 3156, 2-3, 14 mars 2007.

18. Beauducel F.. Sismicité et volcanisme aux Antilles : aléas, risques et informations.Dans : “Catastrophes naturelles et risques majeurs aux Antilles – Approche culturelle etprévention sociale”, ouvrage sous la direction de Paulette Jno-Baptiste et Alain Yacou/ CERC, Éditions KARTHALA, 223-250, mai 2007.

19. Faugeras I., F. Beauducel, Planète Terre : Volcans. Chapitre (14 écrans) du DVD-ROMréalisé dans le cadre de l’Année Internationale de la Planète Terre, ANR / Académiedes Sciences / Collectif Surletoit, 13.000 exemplaires, 2008.

A.3.2 Posters, brochures et web1. Beauducel F. et al.., Sismicité et volcanisme aux Antilles. Poster A0, OVSG-IPGP,

2001-2005.

2. Beauducel F. et al., La Soufrière : un volcan actif. Poster A0, OVSG-IPGP, 2001-2005.

3. Beauducel F. et al., L’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe. 2Posters A0, OVSG-IPGP, 2001-2005.

4. Préfecture de Guadeloupe, Apprenons Le Risque Sismique, Plaquette d’informationgrand public, 20000 ex., 2003.

5. Des Garets, E., P. Graviou, J.-Y. Hervé, F. Beauducel, G. Boudon, A. Randrianasolo,J.-F. Lebrun, J.-L. Leticée, and R. Assor. Inventaire des sites géologiques remarquablesde la Guadeloupe, 18 Fiches pédagogiques et carte dépliante, BRGM - RP52728-FR,2003.

6. Beauducel F. et al., 21/11/2004 : le séisme des Saintes (Mw 6.3) et ses répliques. PostersA0, OVSG-IPGP, 2005.

7. Beauducel F., À propos de la polémique de Soufrière 1976... Synthèse de la crise etanalyses, www.ipgp.fr/~beaudu, 2006.

A.3.3 Conférences invitées1. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Risques naturels, Foyer Rural du Lamentin, 26

avril 2001.

2. Beauducel F., G. Hammouya, M. Feuillard, La Soufrière de 1976 à 2001, Conférence-débat organisée par l’Association Sportive Artistique Culturelle et Sociale (A.S.A.C.S.’Soufrière 76’), Centre Socioculturel de Saint-Claude, 5 juillet 2001.

3. Beauducel F., De la volcanologie à la surveillance instrumentale. Film-débat “Volcansdu monde” (réalisation É. Beauducel), « 6ème Festival du Film Nature du Haillan »,Bordeaux, 23 mars 2003.

www.ipgp.fr/~beaudu


4. Beauducel F., Sismicité et volcanisme : origines et risques. Conférence sur les « RisquesNaturels » organisée par le Député-Maire Joël Beaugendre, Collège de Routier, Capesterre-Belle-Eau, 28 août 2003.

5. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Soufrière de Guadeloupe : le Risque Volcaniqueet sa Prévention. Conférence invitée « Vivre avec son volcan », Saint-Claude, 25 août2004.

6. Beauducel F., Tsunamis et tremblements de terre, Conférence organisée par l’Archipeldes Sciences, avec D. Bertil (BRGM) et N. Zahibo (UAG), Médiathèque du lamentin,24 février 2005.

7. Beauducel F., Risque sismique, Conférence organisée par le personnel de la DDE, St-Phy, Basse-Terre, 25 février 2005.

8. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Risques sismique et volcanique, Cycle de confé-rences dans les quartiers de Gourbeyre pour présenter le nouveau Plan de Préventiondes Risques, organisé par le maire Luc Adémar, avec la participation de la DDE, duSDIS et de la CCSBT, 7 conférences du 8 mars au 31 mai 2005.

9. Beauducel F., Séismes : origine et risques. Information auprès de la population deTerre-de-Bas, sur demande du maire Fred Beaujour, Grande Anse & Petites-Anses,13 mars 2005.

10. Beauducel F., Séismes : origine et risques. Intervention auprès du personnel de la so-ciété SOGUAFI (environ 100 personnes), Jarry, 1er avril 2005.

11. Beauducel F., Prévention des risques majeurs ’Séismes - Tsunamis’, Conférence - dé-bat organisée par l’Association Sportive, Culturelle, de Protection de la Nature et del’Environnement, Centre Culturel de Grande Ravine, Gosier, 29 avril 2005.

12. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Risques sismique et volcanique, Cycle de confé-rences hebdomadaires dans les quartiers de St-Claude pour présenter le nouveau Plande Prévention des Risques, organisé par le maire Elie Califer, avec la participation dela DDE, du SDIS et de la CCSBT, 6 conférences du 7 juin au 12 juillet 2005.

13. Beauducel F., Prévention des risques naturels dans les entreprises, Opération “AlerteEntreprises” organisée par la CCI de Basse-Terre, Cycle de conférences hebdomadairesà Basse-Terre, Bouillante, Pointe-Noire et Terre-de-Haut, avec la participation dePréfecture, Assurances, SDIS, CAUE, Mairie, 4 conférences du 7 au 29 juillet 2005.

14. Beauducel F., Le séisme en Guadeloupe : processus, prévention et conduite à tenir,Conférence aux 1ère, 2ème et 3ème années de l’Institut de Formation en Soins Infir-miers (IFSI), Centre Hospitalier de Basse-Terre, 17 octobre 2005.

15. Beauducel F., C. Anténor-Habazac, M. Feuillard, Film-débat “L’arc de Feu des Antilles”(réalisation Antoine de Maximy), Parc National / OVSG, Médiathèque du Lamentin,3 mars 2006.

16. Beauducel F., Risques Majeurs, Débat organisé par la mairie de Capesterre et l’asso-ciation Les Fougères, avec la participation du SDIS, 19 mai 2006.

17. Beauducel F., Tsunamis : origines et risques. Conférence organisée par l’AssociationPaysage Parc et Jardin Caraïbe, Point Bleu, Marina Rivière-Sens, 31 mai 2007.

18. Beauducel F., Commémoration de l’éruption du 8 juillet 1976, Conférence-excursionorganisée par l’Association “Soufrière 76”, St-Claude, 8 juillet 2007.

19. Beauducel F. & C. Anténor-Habazac, Le Risque Volcanique, Conférences-expositionpour la commémoration des événements de la Soufrière 1976, Maire de St-Claude /Association La Clef d’Ut, 12 juillet 2006.

20. Beauducel F., Les risques majeurs - Un exemple : La Soufrière, Débat à destinationdes lycéens et des élèves de 3ème du département, organisé dans le cadre de la 18èmeédition de la Semaine de la Presse et des Médias dans l’école (avec la participationdu Recteur de l’Académie de Guadeloupe, SIDPC, RFO Guadeloupe, RCI, France-Antilles, Sept Mag), Cité des Métiers, Pointe-à-Pitre, 19 mars 2007.

A.3.4 Participation à des réalisations audiovisuelles (horsactualités)

La liste ci-dessous n’intègre pas les dizaines d’interventions d’actualités dansles médias (radio ou TV), notamment à l’occasion de chaque séisme ressenti enGuadeloupe ou de l’activité à Montserrat (panaches, tsunami).


1. Émission TV sur les risques sismiques et volcaniques, Canal 10, 10 mai 2001.2. Interview TV en direct (diffusion satellite) sur les risques naturels au Salon Caraïbéen

de l’Environnement, RFO Guadeloupe, 1er juin 2001.3. Reportage TV sur les activités de l’observatoire, RFO Guadeloupe, 26 minutes, 2002.4. Émission - débat TV en direct sur la prévention du risque sismique, RFO Guadeloupe,

8 février 2002.5. Série de 6 films d’une minute sur la prévention du risque sismique, Préfecture de Gua-

deloupe / Image de Marque, 2002.6. Émission radio en direct sur l’actualité sismique, RFO Guadeloupe, 4 juin 2003.7. Documentaire sur le risque sismique aux Antilles, DDE Martinique, G2COM, 52 mi-

nutes, 2003.8. Reportage TV sur le travail de l’observatoire, émission « Contact », RFO Guadeloupe,

13 minutes, janvier 2004.9. Émission radio en direct sur la recherche en Guadeloupe, RFO Guadeloupe, 19 février

2004.10. Documentaire sur le risque volcanique, France 5, avril 2004.11. Émission TV direct sur le thème de l’Asie du Sud : liens avec l’Asie, approche huma-

nitaire et volet scientifique, RFO TV Guadeloupe, Martinique et Guyane, 12 janvier2005.

12. JT 20H sur l’Observatoire et les séisme des Saintes, TF1, 16 janvier 2005.13. Documentaire sur la Soufrière et l’Observatoire, USHUAIA TV, janvier 2005.14. Documentaire sur l’Observatoire, RFO TV, février 2005.15. Émission en direct sur les séismes, Radio Guadeloupe (RFO), 22 février 2005.16. Documentaire sur la Soufrière, RAI Uno, mars 2005.17. Documentaire sur la prévention des risques sismiques et volcaniques, Public Sénat, mars

2005.18. Documentaire sur le séisme des Saintes, émission « Thalassa », France 3, avril 2005.19. Reportage sur les éruptions phréatiques, radio RFO Paris, septembre 2005.20. Émission TV « Quoi de Neuf ? » sur le thème : Séisme, vivre avec la menace, RFO TV

Guadeloupe, novembre 2005.21. Barbier Ph. & A. Rastoin, L’Eau en Guadeloupe. 3 documentaires dont l’un sur la

Soufrière (sources, éruptions phréatiques), RFO / France 3 Aquitaine, DVD 1h18,2006.

22. César G., Le Cratère de la Discorde. Documentaire sur les événements de 1976, RFO/ La Lanterne Productions, DVD 52 minutes, 2006.

23. Cheissoux D., Émission « CO2 Mon Amour », France Inter, enregistré le 12 décembre2006.

24. Émission radio sur les tsunamis, Radio Gayak, juin 2006.25. Documentaire sur l’Observatoire, Conseil Général de Guadeloupe, octobre 2007.

A.3.5 Accueil du publicVisites de l’Observatoire

De 2001 à 2007, ont été reçus chaque vendredi après-midi (y compris pendantles vacances), des groupes de 10 à 20 personnes en moyenne (adultes et adoles-cents) pour une présentation et discussion de 2 à 3 heures : introduction sur ledynamisme terrestre, le volcanisme et la sismicité des Antilles, la surveillanceet la prévention du risque en Guadeloupe. Au total, environ 120 heures/an,et 500 personnes rencontrées chaque année. Ces visites ont été assurées essen-tiellement par F. Beauducel et C. Anténor-Habazac, alternativement, etplus ponctuellement S. Bazin, C. Dessert et M. Bengoubou-Valérius.

Plusieurs supports visuels ont réalisés pour cela : diapositives numériques,panneaux, expositions d’appareils de mesures, expériences ludiques (liquéfactiondes sols, construction de caldeira volcanique, inclinomètre mural).


Fête de la Science

Chaque année, l’observatoire a participé pleinement à la manifestation na-tionale de la « Fête de la Science », en y consacrant généralement une semainecomplète. C’était notamment l’occasion de recevoir ou de visiter les scolaires.Ainsi, près de 500 écoliers (collège et lycée) ont été reçus tous les ans durantcette semaine, et au moins autant de grand public, sur la thématique des risquessismique et volcanique.

La Fête de la Science représente un volume d’environ 40 heures/an de dif-fusion de culture scientifique, que les collègues de l’observatoire se répartissaientuniformément (3 à 4 personnes).

Annexe B

Sélection d’articles

B.1 Beauducel et al., JGR, 2000b

Beauducel, F., P. Briole, and J.L. Froger. Volcano wide fringes in ERS SARinterferograms of Etna : Deformation or tropospheric effect ? J. Geophys. Res.,105 :B7, 16,391-16,402, 2000b.

Nouvelles données :– 238 interférogrammes de l’Etna (1992 à 1998).

Aspects méthodologiques :– carte de pixels cohérents (masque) ;– fonction misfit sans nécessité de déroulement de phases ;– compensation linéaire des combinaisons d’interférogrammes ;– inversion conjointe modèle troposphérique + déformations du sol.

Résultats scientifiques :– mise en évidence d’effets troposphériques majeurs sur les interférogrammes

de l’Etna (notamment celui utilisé sur la couverture de Nature [Massonnetet al., 1995] ;

– quantification des délais troposphériques et validation par GPS [Bonforteet al., 1999] ;

– évaluation des variations de volume de la chambre magmatique.

77

78 ANNEXE B. SÉLECTION D’ARTICLES

B.1. BEAUDUCEL ET AL., JGR, 2000B 79


B.2 Beauducel et al., PAGEOPH, 2004

Beauducel, F., G. De Natale, F. Obrizzo, and F. Pingue. 3-D modelling ofCampi Flegrei ground deformations : Role of caldera boundary discontinuities.Pure Appl. Geophys., 161 :7, 1329-1344, 2004.

Données existantes :– nivellement 1982-1985 [Osservatorio Vesuviano] ;– gravimétrie [AGIP, 1987].

Aspects méthodologiques :– mise en évidence de l’effet des discontinuités sur le champ de déformations ;– inversion type Monte-Carlo avec problème direct assez lourd.

Résultats scientifiques :– meilleur modèle compatible avec les données existantes ;– confirmation d’une source de déformation à 4 km.

3-D Modelling of Campi Flegrei Ground Deformations:

Role of Caldera Boundary Discontinuities

FRANCOIS BEAUDUCEL1, GIUSEPPE DE NATALE

2, FRANCO OBRIZZO2,

and FOLCO PINGUE2

Abstract—Campi Flegrei is a caldera complex located west of Naples, Italy. The last eruption

occurred in 1538, although the volcano has produced unrest episodes since then, involving rapid and large

ground movements (up to 2 m vertical in two years), accompanied by intense seismic activity. Surface

ground displacements detected by various techniques (mainly InSAR and levelling) for the 1983 to 1996

period can be modelled by a shallow point source in an elastic half-space, however the source depth is not

compatible with seismic and drill hole observations, which suggest a magma chamber just below 4 km

depth. This apparent paradox has been explained by the presence of boundary fractures marking the

caldera collapse. We present here the first full 3-D modelling for the unrest of 1982–1985 including

the effect of caldera bordering fractures and the topography. To model the presence of topography and of

the complex caldera rim discontinuities, we used a mixed boundary elements method. The a priori caldera

geometry is determined initially from gravimetric modelling results and refined by inversion. The presence

of the caldera discontinuities allows a fit to the 1982–1985 levelling data as good as, or better than, in the

continuous half-space case, with quite a different source depth which fits the actual magma chamber

position as seen from seismic waves. These results show the importance of volcanic structures, and mainly

of caldera collapses, in ground deformation episodes.

Key words: Campi Flegrei, deformations, caldera, 3-D, boundary elements, levelling.

Introduction

Campi Flegrei is a trachytic caldera located close to Naples (Southern Italy),

formed by several episodes of caldera collapses. The first series of collapses, forming

the outer caldera rim, probably started about 35000 years B.P. and are called Grey

Tuff eruptions from the typically erupted products. The most recent collapse, dated

12000 years B.P., produced the Yellow Tuff, whose deposits cover entirely the caldera

and the province of Naples, constituting the main ancient building material for the

towns. Ground movements at Campi Flegrei caldera had been recognised since

Roman times. The time evolution of slow ground movements (called ‘‘bradisisma’’

S B 0 1 2 5 0 7Journal number Manuscript number B Dispatch: 2.3.2004 Journal : Pure and applied Geophysics No. of pages: 16

Author’s disk received 4 Used 4 Corrupted Mismatch Keyed

1 Observatoire Volcanologique de la Soufriere, IPGP, Le Houelmont, 97113 Gourbeyre, Guadeloupe

(FWI). E-mail: [email protected] Osservatorio Vesuviano, INGV, Via Diocleziano 328, Naples, Italy. E-mail: [email protected]

Pure appl. geophys. 161 (2004) 000–0000033 – 4553/04/000000 – 00DOI 10.1007/s00024-004-2507-4

Birkhauser Verlag, Basel, 2004

Pure and Applied Geophysics

B.2. BEAUDUCEL ET AL., PAGEOPH, 2004 91

from a Greek term for ‘‘slow seism’’) has been reconstructed from traces of marine

deposits on the ancient monuments. The most recent and complete reconstruction

was made by DVORAK and MASTROLORENZO (1991), and is summarised in Figure 1.

The secular trend of ground movement is subsidence of the caldera, at a rate of about

1 to 1.4 cm/year. Superimposed on this long-term trend, some fast and intense

episodes of ground uplift occurred, culminating in eruption in the case of the 1538

episode (Monte Nuovo). The most recent unrest episodes started in 1968 with a fast

uplift of 1.5 m and, after a slight decrease from 1972 to 1982, produced a maximum

uplift of about 1.8 m in two years (see detail in Fig. 1). From late 1984 onwards, the

caldera underwent a slower subsidence, with an average rate of about 5 cm/year. The

intense ground uplift episode 1982–1984 also involved considerable seismicity (more

than 15,000 recorded earthquakes, located in the first 3 km of the crust), with

maximum magnitude slightly larger than 4 (DE NATALE and ZOLLO, 1986; DE

NATALE et al., 1995). Modern research on Campi Flegrei ground movements began

after the episode of 1982–1984. The long-term deformation processes have been

interpreted within the framework of regional structures and geodynamics (LUONGO

et al., 1991; CUBELLIS et al., 1995).

Figure 1

Elevation of the ground at Pozzuoli over the last 2,000 years, observed at the Serapeo Roman market.

Vertical movements vary over 13 m and reach velocities up to 2.5 mm/day (modified after DVORAK and

MASTROLORENZO, 1991).

2 F. Beauducel et al. Pure appl. geophys.,


The difficulties of applying simple mechanical models to explain Campi Flegrei

deformation, similar to those hypothesised for basaltic volcanoes such as Kilauea

(Hawaii), have been recognised since the mid 1970s (OLIVERI and QUAGLIARIELLo,

1969), and were summarised more recently by DE NATALE et al. (1991). They are

mainly concerned with the low depth required for the source of overpressure to

produce the observed, very localised ground deformation pattern. Furthermore, very

large overpressures (on the order of several hundreds of MPa) are required to justify

1.8 m of uplift in two years. The very shallow depth required for the source (less than

2.5 km) is not compatible with realistic depths for the magma chamber. In fact,

FERRUCCI et al. (1992) found evidence for a solid-plastic interface at about 4 km

depth, interpreted as the top of the magma chamber (Figure 2b).

DE NATALE and PINGUE (1993), DE NATALE et al. (1997) and TROISE et al. (1997),

demonstrated that, considering the effect of the caldera boundaries, modelled as ring

faults almost free to shear under the effect of a deep source of overpressure, both the

shape of ground deformation and the seismicity during unrest episodes could be

interpreted in terms of a source of overpressure below 4-km depth. Such a model

seems to explain most of the observations of Campi Flegrei unrests.

This paper represents the first attempt at detailed, three-dimensional modelling of

the ground deformation pattern observed during uplift episodes at Campi Flegrei,

using these caldera-bounding discontinuities. The boundary element method is used

to simulate the ground deformation field. The vertical displacement data of the 1982–

1984 unrest, measured by levelling (DVORAK and BERRINO, 1991), have been inverted

for location and overpressure of the magma chamber, and for detailed geometry of

collapse structures (ring fault dip, fault depth and width).

Forward Problem: Observations and Model Used

For modelling we use the Mixed Boundary Elements Method (MBEM) (CAYOL

and CORNET, 1997), which allows the solving of 3-D problems taking into account

topography, free surface and medium discontinuities (fractures) structures, without

the problems of complex meshing of the finite-element methods. The MBEM

approach optimises time computation, combining two different boundary element

methods: (1) the direct method (RIZZO, 1967; LACHAT and WATSON, 1976), based on

Betti’s reciprocal theorem and the solution of Kevin’s problem of a point force in an

infinite body, and well suited for modelling topography and cavities; (2) the

Displacements Discontinuity method (CROUCH, 1976), based on the analytical

solution of a single displacement discontinuity in an infinite space, and well suited for

modelling fractures.

The mesh used to describe the surface topography, made by Delaunay triangles,

is shown in Figure 4. The elastic parameters of the area, taken by DE NATALE and

PINGUE (1990) and DE NATALE et al. (1991), have been assumed to be constant

Vol. 161, 2004 3-D Modelling of Campi Flegrei Ground Deformations 3


CO

LO

UR

FIG

.



spatially, namely rigidity l ¼ 5 GPa and Poisson’s coefficient m ¼ 0:3. The depth of

the magma chamber has been constrained to the range 3.5–4.0 km on the basis of the

results of FERRUCCI et al. (1992), who found the depth of a reverse rigidity contrasts

from the observations of P - to -S wave conversions on the seismograms of regional

earthquakes and local man-made shots. In this study, the magma source is

represented as a sphere undergoing isotropic pressure (volume) increase. Based on

previous studies of ground deformation modelling, we fixed the magma source depth

and size, assumed spherical, of radius r ¼ 1 km, with the centre at 4.5 km of depth.

The geometry of caldera discontinuities has been taken from the gravity model as

follows: the surface trace of the high hydrothermalised zone has been digitised and

extended in depth to form a 3–D ring fracture. Due to the high uncertainty of shape

and location of this ring, parameters such as size, depth of top and bottom limits, and

dip angle have been set to a priori values but will be free to vary into the inversion

process. Boundary conditions on these discontinuities are free to shear (no friction),

forbidden to interpenetrate. These simple conditions have been used in this study to

simplify the modelling and focus the inversion on the geometry of discontinuities and

location of magma source. We are aware that they are not realistic and it would be

illogical, for instance, to look at the stress field in this model.

Inverse Problem: Monte Carlo Serial Sampling

All the previous data on magma chamber, surface topography and collapse

structures have been incorporated into a highly flexible inversion scheme, able to

invert various parameters within given limiting ranges, describing the intrinsic

uncertainty of each parameter. The method used is a Monte Carlo serial sampling

(MOSEGAARD and TARANTOLA, 1995), using random parameters chosen, at each

iteration, near the previous best solution. The method aims to minimise,

iteratively, the least-squares misfit function of theoretical versus observed vertical

displacement data. The iteration stops when a significantly small value for the

misfit function is reached, in this case, the equivalent misfit is obtained with the

best Mogi source model (MOGi, 1958) of 60 mm, corresponding to a point source

located at 2.8 km of depth just under the maximum displacement point (Pozzuoli

Porto).

The horizontal position and pressure change at the source are considered

unknown, and inverted for. Other parameters considered unknown are the dip angle,

Figure 2

a) Digital elevation model of the Pozzuoli Bay compiled from topographic and bathymetric data. Elevation

varies from 550 to þ400 m, showing that topographic effects on deformation may be significant. b) Map

with earthquake locations and vertical displacements (black curves); in the depth section A-A’ the

collapsed zone and earthquake are shown (from DE NATALE et al., 1995).

b



CO

LO

UR

FIG

.



maximum depth and total height of the collapse discontinuities. Also the size of the

ring discontinuities has been allowed to vary, within 1/3 of the a priori size taken

from gravity modelling (preserving the shape but allowing the scale to vary), taking

into account the uncertainty in the gravity modelling. The total number of unknown

model parameters is then 7, including source and collapse structures, while the

observations (vertical displacement values on the levelling network) have about 80

independent values.

The iterative inversion of vertical displacement data of the 1982–1984 period

required approximately 4000 iterations, i.e., about one month of computing on the

Sparc Ultra 20 workstation. Figure 5 shows the evolution of the RMS residual

during the iterations. Figure 6 shows the fit of the obtained 3-D model compared to

the observed displacements, and the best fitting Mogi model. The final RMS residual

obtained was 54 mm, with parameters indicated in Table 1. Overpressure is found

equal to 35 MPa, a value three times smaller than those required by a homogeneous

Mogi model. The mesh used to describe the collapse structures and magma chamber

as resulting from the final model are shown in 3-D in Figure 7 and they are also

shown in plane view in Figure 4. The location of the center of the spherical magma

chamber is some kilometers south of Pozzuoli, beneath the sea. The dip of the ring

discontinuities is steep, about 70.

On the basis of the obtained model, it is possible to reconstruct a 3-D field of

model vertical displacements (Fig. 8). This figure is remarkable, because it shows a

displacement pattern in the most deformed area rather far from the circular geometry

previously hypothezised (CORRADO et al., 1976; BERRINO et al., 1984; BONAFEDE

et al., 1986; BIANCHI et al., 1987). The maximum deformation appears shifted into

the Gulf of Pozzuoli, where most of the deformed area is contained. The vertical

deformation pattern on land appears to be markedly elliptical, with the major axis

oriented about N50W. Such a trend is very similar to the elliptical trend of

earthquake epicentres (see Fig. 2b). We stress here that the asymmetry of the vertical

displacement pattern obtained is due to the dominant effect of ring discontinuities

marking the caldera collapse structure.

Discussion

The 3-D displacement model obtained in this study opens new interesting

perspectives for the study of Campi Flegrei unrest, as well as for other similar

calderas. The first new insight concerns the non-symmetric pattern of expected

Figure 3

Gravity observation and modelling (from AGIP, 1987). a) Bouguer anomaly map. b) 3-D structure

modelling constrained by geological observations and geothermal drill data. The high hydrothermalized

zone is used in this work to define the global geometry of caldera discontinuities.

b



deformation. The maximum displacement and most of the deformed area is

expected to be in the Gulf of Pozzuoli. Also, the elliptical orientation of the

displacement pattern on land is very similar to the elliptical geometry of epicentres

of local earthquakes that occurred in the same period (1982–1984). In view of

current models for local seismicity (TROISE et al., 1997, 2002) this correspondence is

expected, due to the earthquakes which occur on the collapse discontinuities. It is

remarkable here, that this correspondence derives naturally from the inversion of

solely static displacement data, without any input information regarding seismicity.

Moreover, the elliptical symmetry on-land and the maximum deformation at sea

both occur from the inversion of sparse levelling data only collected on-land. The

sparse nature of data from levelling lines obviously disallows interpolation of the

original data to define a slightly elliptical pattern, nor is it possible to give any

information about displacement offshore. The essential element dominating the

character of the model displacement pattern is the presence of ring discontinuities

marking the inner caldera.

Two different lines of discussion, however, can be taken to demonstrate the

effectiveness of the obtained solution, and, finally, of the hypothesis of dominant

control by the collapse discontinuities. The first one, already stated, is that half-space

solutions like the Mogi model provide results for the source depth that are

Figure 4

Mesh of free surface topography, caldera rim discontinuity and magmatic source structure, as in the best fit

model (Delaunay triangles). Black dots stand for levelling benchmarks.



incompatible with physical constraints. This argument was made first by CASERTANO

et al. (1976). Secondly, we discuss the effectiveness of modelled displacement patterns

in the light of the actual data set. The best comparison for the modelled pattern

would be with a dense displacement data set, making it possible to reconstruct

detailed 2-D displacement maps. InSAR data (MASSONNET and FEIGL, 1998) would

meet this need, especially for a better constraint on ground displacements next to the

caldera discontinuities themselves, however, unfortunately they were not available

during the 1982–1984 unrest. The observed subsidence trend at Campi Flegrei

follows the same pattern as the uplift phase and, since 1992, it has been recorded by

InSAR images. AVALLONE et al. (1999) computed the first model of subsidence based

on InSAR data from the 1993–1996 period (Fig. 9), and this can be compared to the

modelled pattern obtained in this study. A reconstruction of ground displacements

over the period 1992–2000 from InSAR data has been obtained by LUNDGREN et al.

(2001). Apart from the amount and sign of displacement, the patterns on land are

very similar. They both show an elliptical trend oriented N50W. Also the InSAR

maximum displacement zones at Pozzuoli do not close on land. The maxima are

Figure 5

Misfit evolution versus number of iterations for the model inversion using a Monte Carlo serial sampling

method, which slowly converged to more probable solutions. Horizontal line stands for Mogi model misfit

(60 mm).



Figure 6

Comparison of levelling observations (black dots), Mogi model (circles) and MBEM model (squares)

versus horizontal distance from the source. Minimum misfit is given by the 3-D model, i.e., 54 mm.

Table 1

Final parameters of best model of caldera and source

Parameters Values

Inner caldera upper border depth1 1.16 km

Inner caldera lower border depth1 3.1 km

Inner caldera border dip angle 75

Spherical source radius (fixed) 1 km

Spherical source depth (fixed) 4.5 km

Spherical source position West from Pozzuoli2 0.19 km

Spherical source position South from Pozzuoli2 1.33 km

Source pressure variation þ35 MPa

Best misfit 54 mm RMS

1 Depth relative to mean sea level.2 Pozzuoli city coordinates = 4049’15’’ N, 1407’27’’ E.



located at sea. The InSAR uplift data reinforce the ring discontinuity model

proposed here.

The dominant role of these structural features on static deformations, was

previously recognised starting from DE NATALE and PINGUE (1993), thereafter in the

papers by DE NATALE et al. (1997), PETRAZZUOLI et al. (1999), and TROISE et al. (this

issue). This is the first time, however, that a detailed quantitative 3-D model taking

accurately into account the caldera structure as modelled by gravity data has been

created. The agreement with all the available data strongly supports the important

role of the collapse structures in the model.

The dip of the system of inward discontinuities around the caldera is steep

(around 70) in agreement with the dip of corresponding fault planes of local

earthquakes (DE NATALE et al., 1995; TROISE et al., 2002). The shape of the Bouguer

anomaly, with the most negative area in the Gulf of Pozzuoli, may result from a

rather asymmetric pattern of cumulative vertical displacements, with the area of

greatest subsidence in the Gulf of Pozzuoli. The modelled location of the magma

chamber is about 1 km offshore, south of Pozzuoli town. In the future, sea-floor

measurements of displacement in the Gulf could improve our understanding of the

deformed area and consequent models for unrest.

Figure 7

Three-dimensional view of caldera rim and magmatic spherical source mesh used in the modelling. Colour

scale corresponds to depth below surface (all units in metre).



The magma chamber is only schematically described in our model with a simple

spherical shape. Actually, the shape and volume of the chamber are not constrained

by geophysical data. Only the depth of the top part has been well constrained by

seismic evidence of P - to -S wave conversions by FERRUCCI et al. (1992) and DE

NATALE et al. (2001). The extension of the chamber, however, is a matter of

speculation. Petrological estimates of the volume of the residual chamber (after the

caldera formation) are highly variable, from a few to some hundreds of cubic

kilometres of magma (ARMIENTI et al., 1983; ORSI et al., 1996). Modelling and

observations of about 30 years of recent unrest suggests that at least the shallowest

part of the magma chamber is spatially limited, with an area less than that of the

inner caldera. It would be difficult to explain the localised nature of both ground

deformation and seismicity otherwise. If the source of the huge caldera-forming

ignimbrites (ROSI and Sbrana, 1987) was a magma chamber of large extent, recent

observations would imply that the only active part is a shallower pluton a few cubic

kilometres in volume.

Figure 8

Vertical displacement field produced by the best fit model, caldera discontinuities (black mesh), and

levelling benchmarks (black dots). Spatial displacement pattern is clearly influenced by the caldera

geometry. Maximum uplift occurs about 2 km south of Pozzuoli City.

CO

LO

UR

FIG

.



Figure 9

ERS InSAR data from the 1993–1996 period (AVALLONE et al., 1999). (a) About 10 cm of subsidence are

observed (3.5 fringes), and (b) Mogi model with 2.7-km source depth and horizontal location near Pozzuoli

city (cross) fits the observations satisfactorily. The spatial pattern is very similar to previous uplift and

subsidence episodes.

CO

LO

UR

FIG

.



Conclusions

Some of the results obtained in this work can be generalised to other similar

areas. They imply that, when interpreting ground deformations at calderas, the

structural features of the area must be carefully considered. In particular, the collapse

structures play a fundamental role during unrest episodes, affecting both static

deformation and seismicity. The presence of faults and fractures at volcanoes may

strongly affect the ground deformation field, and must be taken into account when

modelling unrest episodes. The use of extremely simple deformation models in

homogeneous elastic media may be misleading, even if the apparent fit to the data is

very good.

Regarding the Campi Flegrei area, most of the observations during unrest

episodes can be modelled in terms of elastic deformation resulting from magma

chamber overpressure in the presence of boundary caldera collapse structures. The

deformation mechanism and temporal evolution, however, are likely to involve the

further contributions of pressure/temperature changes in the geothermal system, as

pointed out by several authors (DE NATALE et al., 1991, 2001; BONAFEDE, 1991;

GAETA et al., 1998).

Acknowledgements

The authors thank reviewers Geoff Wadge and Paul Segall for their useful

comments and suggestions. Many thanks to Giuseppe Mastrolorenzo for providing

some of the data, to Valerie Cayol for her support for the MBEM program and to

Francois-Henri Cornet for his workstation. Work partially supported by GNV-

INGV and EVG1-CT-2001-00047 ‘Volcalert’ contracts, while FB was visiting

researcher. IPGP contribution #1874.

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(Received March 26, 2002, revised November 26, 2002, accepted December 16, 2002)

To access this journal online:

http://www.birkhauser.ch



B.3. BEAUDUCEL ET AL., JVGR, 2006 107

B.3 Beauducel et al., JVGR, 2006

Beauducel, F., M. Agung Nandaka, M. Diament, F.H. Cornet. Mechanical dis-continuities monitoring at Merapi summit using kinematic GPS. J. Volcanol.Geotherm. Res. special volum "The Changing Shapes of Active Volcanoes :Recent Results and Advances in Volcano Geodesy", 150, 300-312, 2006.

Nouvelles données :– 8 campagnes de mesures GPS de 1999 à 2002 (zone sommitale).

Aspects méthodologiques :– inversion conjointe de données GPS cinématique et statique ;– définition d’un protocole de mesure associé (utilisé par les équipes indo-

nésiennes pour la surveillance) ;– comparaison des mesures GPS / distancemétrie laser.

Résultats scientifiques :– localisation de fractures actives ;– détermination de zones instables en lien avec l’activité volcanique.

Mechanical discontinuities monitoring at Merapi volcano using

kinematic GPS

F. Beauducel a,c,*, M. Agung Nandaka b, F.H. Cornet c, M. Diament c

a Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe – IPGP, Le Houelmont, 97113 Gourbeyre, Guadeloupe FWIb Merapi Volcano Observatory – BPPTK, Yogyakarta, Indonesia

c Institut de Physique du Globe de Paris, France

Received 24 May 2004; received in revised form 26 January 2005; accepted 16 May 2005

Available online 18 January 2006

Abstract

Merapi volcano (Java, Indonesia) is in almost continuous activity with growth of an andesitic lava dome. This dome

frequently collapses to form potentially deadly glowing avalanches, explosions and nuees ardentes. To monitor the evolution of

surface displacements and to model the associated magmatic sources, we established a Global Positioning System (GPS)

network in 1993 and have measured it each year using the static GPS method. However, the limited number of benchmarks and

the geometry of the network did not allow us to precisely locate major mechanical discontinuities within the edifice. Precisely

locating these discontinuities is of central importance because they delimit areas of potential instability and provide means to

evaluate potential volumes of falling material.

The kinematic GPS method offers a way to partially solve the problem of temporal and spatial sampling of the displacement

field, but its accuracy is usually insufficient to monitor small displacements. We propose here a strategy of field measurements

and adjustments which combines kinematic positioning (1 min) and rapid static baselines (15 min) to get a 1.5-cm error (95%

confidence). At Merapi summit, we have installed about 50 benchmarks covering the area around the main crater. Field

measurements of this new network with our method take a few hours and the data processing has been automated.

We present the results of 8 surveys from 1999 to 2002, a period that includes a dome collapse in January 2001. Our results

show large horizontal displacements towards the northwest, starting in July 2000 and reaching about 50 cm in amplitude in

November 2000 that we interpret as precursors to the dome collapse. We also locate two presently active discontinuities at the

summit of the volcano. This approach can be implemented easily on other active volcanoes.

D 2005 Elsevier B.V. All rights reserved.

Keywords: GPS; kinematic; lava dome; Merapi

1. Introduction

Forecasting eruptions and rock-slope instabilities

on volcanoes requires evaluation of the location,

0377-0273/$ - see front matter D 2005 Elsevier B.V. All rights reserved.

doi:10.1016/j.jvolgeores.2005.07.005

* Corresponding author. Observatoire Volcanologique et Sismolo-

gique de Guadeloupe – IPGP, Le Houelmont, 97113 Gourbeyre,

Guadeloupe FWI. Tel.: +33 590 590 99 11 38; fax: +33 590 590 99

11 34.

E-mail address: [email protected] (F. Beauducel).

Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 300–312

www.elsevier.com/locate/jvolgeores


extent, direction, magnitude and type (magmatic or

phreatic) of deformation sources. This information is

obtained by combining direct observations with an

interpretative numerical model. The interpretive

model needs boundary conditions (e.g., internal sub-

structure geometries) and source parameters (pressure

and stress field), which can be partially retrieved from

an analysis of the deformation field.

The use of classic techniques of geodesy (e.g.,

GPS, tiltmeters, extensometers, distancemeters) leads

to sparse data acquisition in time and space because of

the limited number of sensors. Moreover imaging

methods such as photogrammetry focus often on too

small an area and are dependent on meteorological

conditions. Satellite based remote-sensing techniques

such as InSAR are not very well adapted for monitor-

ing small areas such as lava domes. Furthermore, they

are often difficult to use for monitoring purposes

(availability of data, repeat time, loss of coherence).

Deformation monitoring of small active areas, like

lava domes, requires efficient techniques with suffi-

cient spatial density and precision, and possibly 3-D

positioning. The kinematic Global Positioning System

(GPS) method (Genrich and Bock, 1992) can partially

solve the problem of temporal and spatial sampling of

the displacement field (Genrich et al., 1997; Bock et

al., 2000; Baldi et al., 2000), but usually with insuffi-

cient precision to monitor small displacements.

Because GPS has evident advantages for volcano

monitoring applications, several data processing

methods have been proposed to improve kinematic

GPS resolution (Larson et al., 2001; Irwan et al.,

2003). We present here a simple field protocol for

measurement and adjustment that combines kinematic

(1-min measurement sessions) and rapid static base-

lines (15-min measurement sessions). This method

allows fast and simple surveys in areas that are not

easily accessible, while producing results that are

sufficiently accurate for efficient monitoring of volca-

nic edifices.

2. Merapi volcano

2.1. General background

Mt. Merapi (2964 m) is a young stratovolcano

located in Central Java, Indonesia, in a frontal sub-

duction zone (see Fig. 1). The population of Yogya-

karta, an urban area located some 25 km from the

summit, is about 3 million people including up to

500,000 that live directly on the flanks of the volcano

above the 500 m elevation contour line. Mt. Merapi is

one of the bDecade VolcanoesQ as declared by the

United Nations International Decade for National Dis-

aster Reduction (IDNDR) Program (Voight et al.,

2000a).

It is characterized by a quasi continuous extrusion

of lava with an average rate of 3000 m3/day over the

last century (Voight et al., 2000b), and up to 300,000

m3/day during episodes of unrest. Continuous growth

of the dome inside a horseshoe shaped crater since

1961 has produced numerous glowing avalanches and

Merapi-type pyroclastic flows (Bardintzeff, 1984) as a

result of gravitational collapse.

2.2. Recent activity

Principal recent unrest episodes (lava dome growth

or collapse with associated pyroclastic flows) of Mer-

api activity are (see Voight et al., 2000b for a complete

review): February 1992, November 1994 (66 casual-

ties), January 1997, July 1998, and January 2001. This

last eruption was preceded by seismic activity that

started in August 2000 (see Fig. 2) with volcano-

tectonic and bmulti-phaseQ shallow events, increasing

in number until January 9, 2001. On January 10, 2001,

the eruption started with numerous avalanches of lava

until January 14, 2001, when the first pyroclastic flows

occurred towards the southwest. From January 14 to

mid-March 2001, about 1200 pyroclastic flows were

observed, with a maximum rate of 71 events per day

and a maximum run out of 6.5 km. Activity then

decreased but started again between December 2001

and April 2002, producing tens of smaller pyroclastic

flows. According to visual observations, a large part of

the 1998 lava dome collapsed, and a new dome was

emplaced at the same location (see Fig. 1).

2.3. Previous deformations studies

Merapi summit deformations have been monitored

by American, Indonesian and French scientific teams

using Electronic Distance Measurement (EDM) since

1988 and GPS measurements since 1993. Before the

1992 dome growth episode, Young et al. (2000) mea-

F. Beauducel et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 300–312 301


sured horizontal displacements that reached 1.2 m/yr,

associated with a strain rate of 11F106/day. Beau-

ducel et al. (2000) conducted repeated GPS surveys

from 1993 to 1997 and identified the main mechanical

discontinuities of the summit structure through mod-

eling with the 3-D mixed boundary elements method

(Cayol and Cornet, 1997). Agung Nandaka (1999)

continued the static GPS measurements from 1998

to 1999. Fig. 3 shows the cumulative horizontal

GPS displacements for 1993–1999 at the summit.

Despite the limited number of benchmarks, four

zones separated by fractures with different behavior

Fig. 1. Location of Mt. Merapi and topographic map of the summit (10-m contour lines). Approximate positions of main fractures (solid gray

lines), areas of the lava domes (shaded with years in large type), and outlines of crater rims (dashed lines and year in italics) are also shown

(modified after Sadjiman, 1992; Ratdomopurbo, 1995; Kelfoun, 1999; Beauducel et al., 2000).

F. Beauducel et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 300–312302


are clearly evidenced. These fractures have been

mapped in the field and introduced into the 3-D

numerical modeling. The northwestern displacement

at site NTR of about 55 cm was interpreted as a rock-

slope instability potential, just before this zone col-

lapsed in July 1998 (Beauducel et al., 2000).

Routine monitoring of deformation is achieved by

EDMmeasurements between the Babadan observation

post located some 4.5 km WNW from the summit and

four reflectors installed on the western part of the

summit. This provides frequent distance measure-

ments on the most active part of the summit area.

However, analysis of the deformation field is strongly

limited by the small number of monitored points.

Static GPS measurements at these 10 benchmarks

take about 2 days with 2 receivers and 2-h occupations,

and lead to position precisions of few mm (Beauducel

et al., 2000). Because of the large displacements

usually observed at the summit area before and during

unrest episodes, we decided to increase the number of

monitored points and to use a kinematic processing

technique in order to decrease the survey duration, at

the cost of a lower precision on the positioning.

3. Data acquisition and processing

3.1. Network setup

Considering the limited extent of the area of inter-

est (a few hundreds of meters wide), we decided to set

up a new network around the existing one. About 50

benchmarks were installed on the crater rim (Fig. 3),

covering the whole accessible area with an average

spacing of about 25 m. Some of the benchmarks are

clustered around visible fractures (see Fig. 4a). Bench-

marks consist of geodetic nails (10-cm long, 8-mm

diameter, hollow head) fixed into massive lava blocks.

Only the northern and eastern zones around the crater

rim can be monitored, due to the steep topography

Fig. 2. Number of seismic events per day recorded between 1999 and 2002: VTA=volcano-tectonic N2 km deep, VTB=volcano-tectonic b1.5

km deep, LF=low frequency, MP=multi-phase (associated with magma production), NA=pyroclastic flows, GG=rock avalanches (source

MVO). Dates for GPS surveys are also shown as dashed vertical lines.



elsewhere and because of the dome activity. The

Southern zone is unfortunately too dangerous to

access because of continuous rock-avalanche activity

since 1997. The new network covers a 300200 m

area, with ellipsoidal elevations that range between

2926 and 2986 m.

The LUL point has been chosen as a reference station

because of its stability over the last several years (Young

et al., 2000; Beauducel et al., 2000) and its central

position in the new network. This choice leads to a

reduction of the length of the baseline trajectories.

Equipment consists in two Dassault-Sercel Scorpio

dual-frequency receivers (see Fig. 4b), and the asso-

ciated 3SPack commercial software for post-proces-

sing. We use double-differenced phase measurements,

L1 and L2 combination and Kalman filter solver for

kinematic processing.

3.2. Methodology

The measurement method is illustrated in Fig. 5.

The first receiver is set up at a reference point (A) and

records at a 1-s sampling rate. A second receiver, with

an antenna mounted on a 2-m-long pole, records

continuously at the same sampling rate, and is

moved along the new points and old benchmarks

with a 2-min stop on each (see Fig. 4a). This trajec-

tory is continuous and returns to the starting point in

order to make a closed loop. It is repeated for redun-

dancy. In the example shown on Fig. 5, two trajec-

tories are measured in the following order: 1, 2, 3, B,

4, C, 5, 1, and 1, 2, 5, C, 4, 3, B, 3, 2, 1. Then,

selected points of the trajectory are measured in a

rapid-static mode, with 15-min measurements, to

obtain precise baselines for A-B, A-C, and B-C.

Fig. 3. Merapi summit GPS network: old benchmarks (large open triangles) and new kinematic points (small filled triangles, about 50 total).

Location of EDM reflector SAT is also shown (large open circle). The direction to Babadan Post, located 4.5-km from the summit is given by

the arrow. Cumulative horizontal static GPS displacements relative to September 1993 and measured during previous campaigns (September

1994, September 1995, September 1996, March 1997, March 1998, August 1998 and July 1999) are shown by black lines and points emanating

from the open triangles (modified after Beauducel et al., 2000; Agung Nandaka, 1999). The DOZ benchmark became inaccessible starting end

of 1997, and the NTR benchmark was lost during the July 1998 dome collapse.



Trajectories are then post-processed in kinematic

mode, and the coordinates of each benchmark, relative

to reference point A, are extracted as the average of

the 2-min measurement, as shown in Fig. 6. This leads

to baseline components A-1, A-2, etc., with an

approximate precision of 5 cm. Positioning errors

increase with time and distance due to change in

satellite constellation geometry. A large component

of the uncertainty is also due to field difficulties: the

2-m pole has to be stabilized manually during the 2-

min measurement using a small bubble level and a

bipod. The operator may suffer some uncontrolled

motion during windy weather. In contrast, rapid-static

baselines yield a precision as low as 1 cm thanks to

the short baseline length (b500 m) and the 15-min

measurement duration at a 1-s sampling rate.

An important feature of our method is consideration

of relative baselines in chronological order, e.g., A-1,

1-2, 2-3, 3-B, B-4, etc. This yields a better precision

than considering long baselines A-2, A-3, etc., because

the chronological baselines are very short (not more

than a few tens of meters) and are separated in time by

only few minutes. We then combine the kinematic

baselines with the rapid-static ones to form closed

loops within the network that can be adjusted and

controlled to give the most precise measurements.

3.3. Network adjustment

All baselines are processed in the geocentric refer-

ence system (Cartesian) in order to avoid the effects of

a local projection. Network adjustment is solved by

the over-determined least squares linear system with

known covariance

AXcB ð1Þ

X ¼ ATV1A1

ATV1B

ð2Þ

where

X ¼

xxiyyizzixxiþ1

N

1CCCCA

0BBBB@

ð3Þ

is the vector of unknown points coordinates x, y, z (in

the geocentric system),

A ¼

1 0 0 1 N0 1 0 0 1

0 0 1 N NN N N N NN N N N N

0BBBB@

1CCCCA

ð4Þ

Fig. 4. (a) Surface evidence of fracture on the crater rim, near the NUR point (looking southeast). (b) Kinematic positioning on the AYI point

(July 2000), with the active lava dome in background.



Fig. 5. Methodology: (a) Kinematic points (solid triangles), kinematic trajectories (dotted lines), and static benchmarks (outlined triangles). (b)

Baseline results before network adjustment (exaggerated scale): Rapid-static baselines (solid lines), and kinematic relative baselines (dashed

lines). Kinematic points are measured at least twice (2 min per measurement) as part of different trajectories starting with point 1 near the

reference site A and ending at the same point (closed loops). These baselines have ~5 cm precision, and accumulated errors along the trajectory.

At least 3 closed baselines are measured in rapid-static mode (15 min per measurement) between benchmarks common to different kinematic

trajectories. These baselines have ~1 cm precision, and will control and adjust the network.



is the matrix of partial derivatives,

B ¼

xiþ1 xiyiþ1 yiNxa xbN

1CCCCA

0BBBB@

ð5Þ

is the matrix of observations (differential vectors

components), and

V ¼

r2x rxy rxz N N

N r2y ryz N N

N N r2z N N

N N N N N

1CCA

0BB@ ð6Þ

is the covariance matrix associated with the observa-

tions. They are obtained from rapid-static post-proces-

sing and by averaging the standard deviation for

kinematic points. The matrix B is constructed with

chronological baselines (from point i to point i +1) for

kinematic measurements, and site-dependent base-

lines (from point a to point b) for rapid-static mea-

surements. The coordinates of the reference point are

fixed.

Rapid-static baselines are adjusted in the standard

way of geodetic network compensation. Because

they have lower uncertainties, they control the pre-

cision of kinematic relative baselines when adjusting

point positions. In this way, kinematic baselines are

linearly bdeformedQ between each control point

Fig. 6. Example of trajectory measurement and point position extraction: (a) vertical component versus time with stars indicating the onsets of

point measurements; (b) enlarged portion of a 2-min measurement period shows a few centimeters of variation. The three components and

uncertainties of kinematic baselines are computed as average and standard deviation of this time-period measurement.



(redundant positioning, cross trajectories, and com-

mon static and kinematic points). A posteriori errors

on the coefficients X are given using standard sta-

tistical formulae used for solving the least squares

system (Eq. (2)).

Positions X and a posteriori errors are then pro-

jected in the Universal Transverse Mercator local

reference coordinate system (UTM49). Finally, we

computed differential displacement vectors from one

survey to another. In order to process data within a

few hours of the field survey, automatic Matlab rou-

tines have been written (Florsch, 2000) to produce

numerical and graphical results, which can be taken

into account for monitoring the volcano and assess-

ment of hazards.

4. Results 1999–2002

The new kinematic GPS network was set up in

December 1999, and measured using two receivers in

March, May, June, July, August and November 2000.

Due to unfavorable field conditions, some points

could not be repeatedly measured in all surveys.

After a long period during which access to the summit

was forbidden because of the on-going eruption, field

surveys started again in October 2002 (see Table 1)

with two additional receivers. As a result we were able

to measure the network with two different teams

working simultaneously, significantly increasing the

number of trajectories and baselines. Fig. 7 presents

the relative displacement vectors computed from

December 1999 to March 2000, July 2000, November

2000, and October 2002.

4.1. December 1999 to March 2000

During this period (Fig. 7a), we did not observe

any significant displacements. The global RMS on

uncertainties equals 0.85 cm, which proves that

small motions can be detected. In addition, this estab-

lishes the efficiency of this method. Surprisingly,

RMS errors are lower for the vertical component

(0.4 cm) than for horizontal ones (1.2 cm). This is

due to the use of a 2-m-high pole for the antenna. The

pole is positioned on the nail; it cannot move vertically

but it may slightly move horizontally due to motion of

the operator. Indeed, a 18 movement of the pole

corresponds to a 3.5-cm horizontal shift at the antenna

top. The use of a conventional tripod would reduce the

horizontal errors but would also significantly increase

the duration of the survey. Since our objective was to

carry out fast and light surveys, we decided to keep the

described measurement protocol.

Table 1

GPS survey details: date intervals, number of measured points, number of baselines (from kinematic and rapid-static measurements), and a

posteriori RMS errors in the positioning (eastern, northern, and vertical components)

Survey dates Nb of points Nb of baselines Eastern RMS (m) Northern RMS (m) Vertical RMS (m)

1999-12-23 to 1999-12-24 46 68 0.018 0.015 0.005

2000-03-02 to 2000-03-03 33 45 0.013 0.011 0.001

2000-05-12 27 28 – – –

2000-06-18 to 2000-06-19 44 50 0.069 0.062 0.002

2000-07-27 to 2000-07-28 54 101 0.023 0.018 0.010

2000-08-31 36 48 0.019 0.016 0.001

2000-11-21 32 36 0.030 0.032 0.001

2002-10-20 to 2002-10-21 50 193 0.009 0.007 0.004

The network adjustment inversion is controlled by (3*points) number of unknowns, and (3*baselines) number of data.

Fig. 7. Displacements and uncertainties (95%) relative to positions in December 1999. Numerical values correspond to vertical displacements in

cm. Dashed lines indicate fractures. (a) March 2000: No significant displacements observed. (b) July 2000: the western and eastern zones are

clearly separating (maximum 10 cm since December 1999) as also suggested by an active fracture oriented N208E (dashed line). A known

fracture (named Lava 56, oriented N808E) shows a right-lateral slip of about 3 cm. (c) November 2000: The northwestern zone has moved up to

30 cm since December 1999. The anomalous motion northeast of the reference point appears to be caused by benchmark instability. (d) October

2002: Up to 80 cm of displacement since December 1999.



4.2. December 1999 to July 2000

During this period (Fig. 7b) a clear deformation

pattern was observed. The western part of the network

moved northwest with an average displacement of 10-

cm, suggesting opening between the western and east-

ern zones. This allowed for recognition of an active

fracture with a N208E orientation that we approxi-

mately located between measured points. In addition,

a known fracture oriented N808E (Beauducel et al.,

2000) showed a right-lateral slip of about 3 cm. As a

consequence, we installed about 10 new benchmarks

in the active zone.

4.3. December 1999 to November 2000

During this period (Fig. 7c), displacements of up to

35 cm in magnitude occurred on the northwestern

zone points, revealing substantial extension over the

newly identified N208E fracture. The southwestern

area did not follow the main displacement direction

of this zone. Its displacement contained a southern

component suggesting that it was decoupled by

another fracture. This fracture had already been

observed at the surface (see Figs. 1 and 4b), but this

new result allowed us to define more precisely its

orientation (N1108E) and location. Interestingly, east-

ern points along the 1930 crater rim also exhibited

displacements of about 10 cm towards the southeast.

Global RMS was quite large (2.8 cm in average) due

to field positioning difficulties during the November

2000 survey. Note also the large southeastern displa-

cement of 80 cm, with a vertical downward compo-

nent of 60 cm. We interpreted this as an isolated

moving block that we later identified in the field.

Stable points in the vicinity seem to confirm this

interpretation.

4.4. December 1999 to October 2002

In the last period (Fig. 7d), we observed the same

deformation pattern with horizontal displacements of

80 cm to the north for the western points, suggesting

rigid block motion. Moreover, the displacement vec-

Fig. 8. Comparison of EDM distance measurements (solid circles) from Babadan Post, and projection of the nearest GPS point displacements on

the same baseline (open circles). The tangential (open squares) and vertical (open triangles) GPS components are also shown. Errors in the EDM

measurements are about 3.5 cm. The GPS radial component closely approximates the EDM observations, while the tangential and vertical GPS

components show up to 60 cm of displacement which is not detected by the one-dimensional EDM result.



tors for the southwestern points also clearly differ

from those of the northern block, confirming that

the previously identified fracture oriented N1108Ewas located somewhere north of the southwestern

points. In addition, the eastern part of the summit

showed displacements of about 10 cm which suggest

the existence of a discontinuity to the north of K. Mati

crater. Development of this amount of displacement

over a long time period of 2 years may indicate that

some displacements occurred prior to the January

2001 dome collapse.

5. Discussion

The lack of data during the last time interval

prevents an assessment of whether the observed

displacements are due to pre-eruptive effects, post-

eruptive effects, or to both. To answer this question,

we compared our measurements with EDM obser-

vations obtained from the Babadan Post (located on

the northwest flank) during the same time interval.

One of the reflectors (SAT) is located about 20 m

to the west of the western-most kinematic GPS

point (see Fig. 3). Fig. 8 shows relative distance

measurements at this point, as compared to pro-

jected GPS displacements on the Babadan-summit

baseline. EDM variations and radial GPS compo-

nents (circles) are consistent within uncertainties

(3.5 cm for EDM data), and the approximately 10

cm difference between both values may be

explained by the different locations of the points.

Because GPS vectors are 3-D, we also reported

variations in tangential and vertical components

through time, e.g., the two components that are

not detected by EDM. This suggests that distance

measurements from Babadan cannot detect cumula-

tive horizontal displacements to the North as large

as 60 cm, i.e., the main component of the displace-

ment field.

On the other hand, EDM measurements carried out

during the 2001–2002 (while summit access was for-

bidden for GPS surveys) indicated about 20 cm of

displacement between November 2000 and January

2001, and then remained stable until October 2002.

This suggests that at least a component of the GPS

displacements measured in October 2002 was due to

precursory deformation.

6. Conclusion

Rock-slope monitoring in exposed areas like the

Merapi summit requires a dense geodetic network

and brief measurement campaign. The methodology

we propose here reduces the time spent in the field

while increasing the number of points that are mon-

itored with acceptable errors on positioning. Uncer-

tainties after joint adjustment (kinematic and rapid-

static) are less than 1.5 cm for the entire network

(about 50 points) for all 3 components. The method

requires at least 2 trajectories and 3 rapid-static base-

lines (equivalent to a 1-day campaign) in order to be

effective.

During the period of our investigation, significant

displacements were observed starting in July 2000

which continued and accelerated through November

2000. This deformation anticipated the January 2001

dome collapse and may be associated with magma

production. Kinematic GPS surveys of the high

density network also revealed a major new disconti-

nuity within the edifice and helped to refine the

location of known fractures. Moreover, it revealed

deformation in the area of a future dome collapse.

This method may be easily implemented on other

volcanoes that cannot be easily monitored, or in

places where the amount of available equipment is

limited.

Acknowledgments

The authors thank M. Poland, E. Calais, Ph. Jous-

set, W. Crawford, J.-C. Komorowski, and an anon-

ymous reviewer for useful comments on the

manuscript. This work was supported by the Delega-

tion aux Risques Majeurs (French Ministry of Envir-

onment) and the Volcanological Survey of Indonesia

in the framework of the French–Indonesian coopera-

tion in volcanology. GPS receivers were provided to

the MVO staff trough this cooperation. We are very

grateful to A. Ratdomopurbo for its continuous sup-

port, and to MVO staff, French volunteers and K.

Kelfoun for their participation in field campaigns.

Special thanks to G. Florsh for developing the first

Matlab graphic user interface, and J. Ammann for his

help in GPS hardware tests and software develop-

ments. IPGP contribution 2029.



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B.4. NICOLLIN ET AL., EPSL, 2006 121

B.4 Nicollin et al., EPSL, 2006

Nicollin F., D. Gibert, F. Beauducel, G. Boudon, and J.C. Komorowski. Elec-trical tomography of La Soufrière of Guadeloupe volcano : Field experiment,1-D inversion, and qualitative interpretation. Earth Planet. Sci. Lett., 244,709-724, 2006.

Cet article a donné lieu à un “comment” par Linde and Revil [2007] auquelles auteurs ont répondu [Nicollin et al., 2007].

Nouvelles données :– campagnes de tomographie électrique sur la Soufrière (2001 à 2006).

Aspects méthodologiques :– interprétation de pseudo-sections (résistivité apparente) ;– contrôle des profondeurs d’interfaces par modèles 1D.

Résultats scientifiques :– mise en évidence d’une forte altération du dôme et de son soubassement.

Electrical tomography of La Soufrière of Guadeloupe Volcano:Field experiments, 1D inversion and qualitative interpretation

Florence Nicollin a,!, Dominique Gibert a, François Beauducel b,c,Georges Boudon c, Jean-Christophe Komorowski c

a Géosciences Rennes (CNRS UMR 6118), Université Rennes 1, Bât. 15 Campus de Beaulieu, 35042 Rennes Cedex, Franceb Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe (IPGP), Le Houëlmont, 97113 Gourbeyre, Guadeloupe, France

c Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP), CNRS, Equipe Volcanologie, Boîte 89, 4 place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France

Received 23 May 2005; received in revised form 6 February 2006; accepted 14 February 2006Available online 29 March 2006

Editor: V. Courtillot

Abstract

The Soufrière of Guadeloupe lava dome consists of several 3D domains of relatively unaltered massive andesite separated bymajor radial fractures that reach at least up to about half of the dome's height. More than 20,000 geo-electrical measurements madeon the top and the flanks of the lava dome are used to construct the first geophysical image of the internal structure of this activevolcano. The main features of the apparent conductivity structure of the lava dome are high-conductivity regions associated withthe strongly altered material of present and fossil hydrothermal zones. Local 1D inversions of data subsets belonging to regionswhere the geological structure is supposed laterally invariant confirm the structures observed in the pseudo-sections. The relativelystable units lie above a basal inclined layer of highly conductive geological materials interpreted to be more altered and thuscharacterised by reduced internal friction and probably increased pore pressure. Past and current hydrothermal fluid circulationthrough these fractures has promoted rock alteration and particularly along the base of the dome that likely contributes to theinstability of parts of the edifice.© 2006 Elsevier B.V. All rights reserved.

PACS: 02.70.Uu; 02.30.Zz; 91.25.Qi; 91.35.Pn; 91.40.-k; 93.30.VsKeywords: electrical tomography; volcano; Guadeloupe; hydrothermal system; inverse problem; simulated annealing

1. Introduction

La Grande Découverte – La Soufrière composite vol-cano located on theBasse–Terre Island ofGuadeloupe isone of the active volcanoes of the recent inner arc in the

Lesser Antilles. The IPGP (Observatoire Volcanologiqueet Sismologique de Guadeloupe) maintains an extensiveintegrated monitoring network on this volcano locatedwithin 5 to 9 km North of the towns of Saint-Claude andBasse-Terre (population of 25,000). The Soufrière lavadome (1467 m, highest point of the Lesser Antilles) wasformed during the last magmatic eruption of this volcanodated around 1440 AD [1–3]. The lava dome is cut byseveral radial fractures that opened during the suc-cessive six historical phreatic explosive eruptions of1690, 1797–98, 1812, 1836–37, 1956, 1976–77 AD.

Earth and Planetary Science Letters 244 (2006) 709–724www.elsevier.com/locate/epsl

! Corresponding author. Tel.: +33 2 23 236784; fax: +33 2 23236090.

E-mail addresses: [email protected] (F. Nicollin),[email protected] (D. Gibert),[email protected] (F. Beauducel), [email protected](G. Boudon), [email protected] (J.-C. Komorowski).

0012-821X/$ - see front matter © 2006 Elsevier B.V. All rights reserved.doi:10.1016/j.epsl.2006.02.020


The most substantial eruptions occurred in 1797–98,1956, and 1976–77. Different fractures or portions offractures have been newly opened or reactivated duringthese eruptions, sometimes repeatedly (Fig. 1). Only thecentral phreatic crater (the Tarissan crater) was active inall eruptions. During the last 1976–1977 crisis, the so-called July 8th and August 30th fractures opened in theeastern and south-eastern part of the lava dome, partlyreactivating a fracture formed to east during the 1956eruption.

The intense hydrothermal activity associated withacidic fumaroles and hot springs that has developed in thelast 10,000 yrs at the periphery and base of the lava dome,below the lava dome, and within the fractures on the lavadome has led to extensive argilization of geological for-mations enhanced by the about 10 m of rainfall per year.Historical observations show that the nature, distribution,and intensity of these geothermal manifestations hasfluctuated considerably over time [2,4–6].

Phases of fumarolic reactivation were reported in1737–1766, 1809–1812, 1879, 1890, 1896, 1899 and1902–1903. Between the end of the 1976–77 eruptionand 1984 there was a phase of progressive decline infumarolic activity in all areas on the summit (Tarissan,Cratère Sud, Fente du Nord, Cratère 1956), on the flanks(disappearance of the Lacroix fumaroles in 1984) and atthe base of the lava dome (disappearance of the Carbetfumaroles in 1979, of the Collardeau fumaroles in 1982,and of the Col de l'échelle fumaroles in 1984). A phaseof minimum fumarolic activity occurred between 1984and 1992, with no fumaroles at the summit and onlyminor degassing along the SW regional La Ty fracturethat intersects the base of the lava dome (fumaroles ofthe Route de la Citerne and of the Morne Mitan) [5,7].

A phase of systematic progressive increase in fuma-rolic degassing with reactivation of summit fumarolesbegan in 1992 at Cratère Sud [5,7], continued in 1996–97 at Napoléon Fracture/Crater, and finally involvedTarissan crater in 1997 with an increase since 1999 [6–8]. Since 1992, the volcano observatory has recorded asystematic and progressive increase in shallow low-energy seismicity, significant development of threeacid-sulfate thermal springs at the SW base of thevolcano with a slow rise of temperatures [9], and mostnoticeably, a significant increase in summit fumarolicactivity associated with HCl-rich and H2S acid gasemanations [6,7]. Currently there is no significantfumarolic activity at the base of the dome except weaknon-pressurized emanations from the stable areas ofMorne Mitan and Route de la Citerne.

Numerous geological works were carried on the vol-cano [2,6–8] and a good knowledge of its history is now

obtained. During its construction, La Grande Découverte– La Soufrière volcano has experienced a series of flank-collapse events [2,3,6,10,11], particularly during its re-cent stage, making this volcano one of the most unstableof the world. The last one occurred probably at thebeginning of the 1440 AD eruption and the lava dome isbuilt inside a small horseshoe-shaped crater opened tothe South as the precedent ones. Evidence from thegeological record indicates that in the last 15,000 yrs thefrequency of partial edifice collapse has increased al-though the volume of the collapses has decreased. Sev-eral factors suggest that the Soufrière lava dome islocally mechanically weak and thus pre-disposed toflank instability: 1) numerous fractures formed andreactivated during phreatic eruptions, 2) faults, 3) mor-phological constraints (steep slope), 4) the pervasiveextensive hydrothermal alteration of parts of theSoufrière dome, 5) the reactivation of the hydrothermalsystem involving acid fluids, 6) a ring of thermal springsat the base of the lava dome with a discharge rate that canreach several kilogrammes per second. These springspromote the development of head-ward erosion in con-cave embayments.

Detailed geophysical imaging of the upper part ofvolcano edifices is of primary importance for the inter-pretation of data provided by the permanent sensorsnetworks influenced by the heterogeneous character ofthe medium [12]. Self-potential measurements areamong the most widely used geophysical observablesto monitor the activity of volcanoes [13–17], and acorrect interpretation of these data needs the knowledgeof the electrical conductivity distribution [18,19].

Mechanical and dynamic modelling of the stability ofthe lava dome and its potential partial collapse requires abetter knowledge of its past activity but also of itsinternal structure. Moreover, obtaining volumetric esti-mates of the mechanically weak areas susceptible tocollapse within the lava dome as well as of the hydro-thermal active cells susceptible to participate to a phre-atic explosion remain key objectives for any improvedhazard and risk analysis concerning the future evolutionof the lava dome.

In this study, a geophysical imaging of the lava domeis made by electrical tomography. Direct current elec-trical profiles are achieved using a multielectrode dataacquisition system connected to cables with 64 electrodeplugs. 5 or 15 m electrode spacing provides a totallayout of more than 300 or 900 m long, and the depth ofinvestigation may reach a few hundred meters. Profilesmade of several hundreds of measurements cross thelava dome, on the top, the flanks and around the base.The data are integrated in pseudo-sections of apparent

710 F. Nicollin et al. / Earth and Planetary Science Letters 244 (2006) 709–724


Fig. 1. Location map of the Soufrière lava dome with morphostructures, manifestations of the hydrothermal system and common sites (see insertlegend). Hydrothermally altered and fumarolic areas: (1) Route de la Citerne, (2) Morne Mitan, (3) Forage-Col de l'Échelle, (4) Col de l'Échelle(Soufleur, Chaudières), (5) Fumerolles du Carbet I, (6) Fumerolles du Carbet II, (7) Fumerolles Collardeau, (8) Napoléon, (9) Cratère Sud andLacroix–Napoléon fumerolles supérieur, (10) Fumerolles Lacroix inférieur, (11) Fente du Nord, (12) Faujas-Chemin des Dames, (13) Bains Chaudsdu Galion, (14) Fumerolle de la Matylis. Primary latitude and longitude graduations in 500 m (WGS84 geodetic system, UTM20N projection).

711F. Nicollin et al. / Earth and Planetary Science Letters 244 (2006) 709–724


resistivity providing a preliminary electrical image ofthe lava dome. Present and fossil hydrothermal zonesappear with very low values of resistivity, and generally,all the profiles show an decrease in apparent resistivitywith depth. At the present stage of the study, a 3Dinversion of the whole data set is not possible because ofa lack of data in some areas and because of difficulties toimplement numerical methods for processing a verylarge number of data in a large domain with strongresistivity contrasts. However, 1D inversions of datasubsets belonging to laterally invariant regions provide aquantitative assessment of resistivity values and depthsof interfaces between layers of different conductivities.These results are also used to check the consistency ofboth the apparent resistivities and apparent depths usedto represent the data in pseudo-sections.

2. Field experiment

We have periodically undertaken electrical tomogra-phy experiments on La Soufrière de Guadeloupe

volcano since the end of 2001. The data acquisitionwas done with a fast multi-electrode ABEM system(Terrameter SAS4000 and Electrode Selector ES464)driving cables equipped with 64 plugs to connectgrounded stainless-steel electrodes. The multi-electrodesystem possesses a relay matrix switcher which allowsto arbitrarily choose the two electrodes used to inject theelectrical current in the ground and the two electrodes tomeasure the electrical potential. Hereafter, according tothe traditionally acknowledged terminology, the currentelectrodes are denoted by the A and B letters whilelettersM and N are for the potential electrodes. Two setsof cables are used during the field operations, one withan electrode spacing of 5 m and another one with aspacing of 15 m, providing total lengths of 315 and945 m, respectively. These lengths can further beincreased by inserting additional plug-less cables witha total length of 340 m. These additional cables may alsobe used to install the data acquisition system at a moreconvenient place depending on the local field conditions(e.g. fumaroles or very rugged topography and steep

Fig. 2. Location of the electrical tomography profiles realised on the lava dome.



slopes). Also, one or two remote electrodes may beplaced about 600 m away by using light single-channelcables. By this way, the electrical current may be in-jected on opposite sides of the volcano in order to soundits deeper parts.

Fig. 2 shows the location of the profiles achieved bythe end of year 2004. These profiles are actually obtainedby merging individual profiles done with either the 5-mor the 15-m cables. Each point on Fig. 2 represents a GPSelectrode position. Profiles AA", BB" and CC" wereobtained with the 5-m cables providing data with a highspatial resolution. The remaining profiles were donewiththe 15-m cables, providing greater depth of investiga-tion. The location of the cables is strongly controlled byvery difficult field conditions which sometimes neces-sitate rope access techniques. The final choice of a pro-file layout is guided by the accessibility conditions (pathsand gullies, meteorological conditions). The northernside of the volcano remains poorly covered because ofvery rough topography and dense vegetation cover. Thesouthern side of the lava dome is more accessible essen-tially because a large part of the vegetable cover has beensuppressed by the acid gas cloud coming from theCratère Sud fumarole. Profiles AA", DD" and EE" coverflanks of the lava dome, following a path on the northernpart of profileDD", gullies on the southern part of profileDD" and on the western part of profiles AA" and EE".These profiles cross the top of the lava dome over variousazimuths. Also on the top of the lava dome, profile CC"crosses the Cratère Sud zone. The gap in the middle ofthis latter profile is due to the additional plug-less cablesused to install the apparatus at a safe remote place.

For each cable layout, measurements are made for anensemble of A,B,M,N combinations chosen in order toperform an as-best-as-possible scanning of the subsur-face both in the vertical and the horizontal directions.Among the many combinations achievable, we retainedthose minimising the number of A,B pairs in order tohave a number of numerical direct problems as small aspossible to solve during geo-electrical modelling. Ourgeneral survey strategy is to perform a number of quasi2D tomographic slices whose merging will ultimatelyconstitute a data set to obtain a global 3D geo-electricaltomography of the lava dome. This 3D imaging of thelava dome should ideally be done through a global full3D inversion, an enormous task which is not yet achievedat the present stage of our work. However, the data setpresently obtained already allows to propose a first glanceat the 3D geo-electrical structure of the lava dome in orderto locate its principle compartments (basal layer, fracturesand craters, hydrothermal zones, fluid circulation, etc.).This is done by performing a 3D arrangement of 2D

pseudo-sections of the electrical resistivity. Althoughapproximate, this approach may be assessed both bychecking its self-coherency and by quantitatively com-paring it to 1D geo-electrical soundings.

3. Pseudo-sections of electrical resistivity

As explained in the previous section, we choose toproduce an approximate 3D image of geo-electricalstructure of the lava dome by performing a 3D assem-blage of quasi-2D pseudo-sections of the electrical re-sistivity. We agree that pseudo-sections do not reproducethe actual geometry of structures and may suffer fromstrong distortions. However, provided that the self-con-sistency of the pseudo-sections is verified, we believethat their 3D assemblage is useful to provide informationabout the 3D structure of the lava dome.

Pseudo-sections are widely used to display apparent-resistivity data by arranging them in a natural orderwhere each measurement is placed at a point P located ata depth proportional to the size of the quadrupole ofelectrodes [20,21]. The simplest cases of electrodearrays are for electrodes aligned along a straight profile

Fig. 3. (A) For conventional electrode arrangements (here aSchlumberger array), pseudo-sections of apparent resistivity areconstructed by placing each data point at a point P located at themiddle of the array and at a depth proportional to the distance AB.(B) Method for constructing 3D pseudo-sections of apparent re-sistivity: We define a cone C with an apex angle !=120°. Its planarcircular basis contains the current electrodes A and B and is horizontalin the direction perpendicular to the line (A,B). Next, a line Lperpendicular to the cone basis and passing through the middle of thesegment [M,N] (potential electrodes) is drawn. Finally, the apparentresistivity value is associated to the point P=L!C.



over a half-space. An example is given in Fig. 3A for theso-called Schlumberger array for which the point P islocated at the middle of the quadrupole and at a depthproportional to the distance AB. A set of measurementscorresponding to different positions and sizes of thequadrupole is used to construct a pseudo-section map byplacing a pixel at each point P with a colour dependingon the apparent resistivity. The apparent resistivity isderived from the measured resistance by multiplying itby a geometrical factor which depends on the distancebetween the electrodes forming the quadrupole. For anhomogeneous medium, the so-obtained apparent resis-tivity equals the true resistivity.

The case of pseudo-sections for curved profiles andelectrodes placed over a 3D irregular topography is lesscommon, and we now explain how the pseudo-sectionsdiscussed hereafter are constructed. As for classicalpseudo-sections corresponding to aligned electrodes(Fig. 3A), the main idea is that the larger the size of the

quadrupole the greater the depth range corresponding tothe measured apparent resistivity. In a first stage (Fig. 3),a cone C with an apex angle !=120° is defined. Itsplanar circular basis contains the current electrodes Aand B and is horizontal in the direction perpendicular tothe line (A,B). In a second stage, a line L perpendicularto the cone basis and passing through the middle of thesegment [M,N] (the potential electrodes) is drawn.Finally, the apparent resistivity value is associated to thepoint P=L!C. For too-curved profiles and stronglymisaligned electrodes, the intersection between the coneC and the line L no more exists and no point P can beassigned to the corresponding measurement. The proce-dure then only works for arrangements with almostcollinear electrodes and with the midpoint between theM and N electrodes located in between A and B. Thiscondition implies that only a subset of the whole data setcan be processed in this manner. The geometrical factorsused to convert the electrical potential data to apparent

Fig. 4. Pseudo-section of apparent resistivity for profile D–D" seen from the south-west side of the volcano: (a) the points of measurement set on the3D domain; (b) interpolation on a warped surface.



Fig.

5.Pseudo-sectio

nsof

apparent

resistivity

forallthe

profiles,with

apointo

fview

of30°elevationand(a)towardtheNorth,(b)

towardtheWest,(c)towardtheSo

uth,

(d)towardtheEast.



resistivities are computed by assuming a plane geometryand by using the actual distances between the electrodes.

Fig. 4 shows the pseudo-section of the apparentelectrical resistivity corresponding to the DD" profileshown in Fig. 2. The set of points P associated with eachacceptable A,B,M,N electrode arrangement is shownin Fig. 4a. As explained above, each point received acolour in relation to the measured apparent resistivity.These points may be used to produce an interpolatedpseudo-section as shown in Fig. 4b. It must be kept inmind that interpolation may eventually fill regions with asparse distribution of points. We account for this limi-tation in the interpretation given in a next section.

By performing various 2D synthetic modellings witha topography identical to the one of the lava dome, wechecked that the so-produced pseudo-sections are notaffected by either strong distortions or important resis-tivity bias. We observed that the most important varia-tions produced by the geometrical effects on the apparentresistivity values do not exceed a factor of 2. Althoughthis might appear important at the first sight, this errorfactor is negligible when compared to the variations ofapparent resistivity obtained with the real data and whichspan several orders of magnitude. Furthermore, the geo-metrical patterns of the distortions produced by topo-graphic effects are totally different fromwhat is observedin the real pseudo-sections. The results of the modellingare further validated by the comparison with the 1D geo-electrical soundings discussed in the next section.

The full 3D assemblage of the pseudo-sections forthe profiles of Fig. 2 is shown in Fig. 5 for differentazimuths. A common logarithmic colour scale spanning3 orders of magnitude for the resistivity is used for easiercomparison. It can be observed that the individual pseu-do-sections are mutually very coherent in regions wherethey intersect each other. This agreement constitutes ana posteriori validation of the geometrical representationused to construct the pseudo-sections.

4. 1D inversions

4.1. Parameterization of the inverse problem

Several parts of the pseudo-sections shown in Fig. 5display a 1D-like structure where the resistivity variesonly in the z direction. In such cases, we invert the dataunder the 1D approximation to obtain vertical resistivitysoundings in order to locally check for the quality of thepseudo-sections. In particular, it is possible to verify thatthe thicknesses of resistive layers and the values ofapparent resistivity in the pseudo-sections are reason-able with respect to the inverted resistivity soundings.

Numerous studies have been devoted to 1D geo-electrical inversions where the unknown parameters to bedetermined are the thicknesses, !zn, and conductivities,"n, of the n=1,…,N layers forming the resistivity structureoverlying a half-space with conductivity "0 [22–24].However, in the present studywewant to not only performa 1D inversion to obtain the!z's and the "'s, but we alsowant to test the validity of the 1D approximation.Consequently, we formulate the inverse problem to besolved as follows: find the best 1D resistivity model mwith the largest data subset d1D compatible with the 1Dapproximation. The subset d1D counts K elementsextracted from a larger data set d corresponding to aregion where the pseudo-section has a 1D appearance. Inwhat follows, we present a non-linear inversion methodwhere m and d1D are simultaneously inverted.

The model vector is defined as

m ! flnr0;lnr1;: : :;lnrN ;Dz1;: : :;DzNg; "1#

with the logarithms of the conductivities taken as theunknown parameters. This parameterization is oftenrecommended because of the large range spanned by theconductivity values. Also, the logarithmic parameteri-zation gives an equivalent role to both the conductivityand the resistivity which are reciprocal physical quan-tities [25]. The logarithm of the conductivity is afundamental quantity which appears in the integralequation formulation of the Poisson equation givingthe perturbations of the electrical potential caused byconductivity heterogeneities [26].

The data vector, d, consists in the logarithms of theresistance measurements Rl=!Vl/Il where !Vl is theelectrical potential measured between electrodes M andN, and Il is the electrical current injected betweenelectrodes A and B. Because of the large range spannedby the electrical potential measurements, some renor-malization is necessary and, in the present study, weapply a weighting by dividing each data by the loga-rithm of the squared geometrical factor deduced fromthe electrode arrangement. By this way, all data havealmost the same magnitude and weight equivalently inthe misfit estimate.

In practice, the model selection relies on themaximisation of the following likelihood function,

L"m;d1D#~ exp "jd1D"dmj1

S

! " !K"a

; "2#

where |·|1 stands for the L1 norm, dm is the synthetic datavector produced by the 1D conductivity model m, K isthe dimension of the data subset actually used to evaluatethe fit with the model, and #=3 is an exponent



experimentally chosen to apply a penalty to models fittedwith a relatively small number of data. By this way, Eq.(2) allows to compare models fitted with a variablenumber K of data taken in the initial data set. Thestandard deviation, S, is initially chosen equal to unity.

4.2. Inversion by simulated annealing

The search for the best model, mbest, and its cor-responding data subset, d1D,best, is performed with thesimulated annealing algorithm which easily allows to

Fig. 6. 1D inversion process of synthetic data: (a) the inverted pseudo-section is obtained by merging two data subsets corresponding to two models ofconductivity shown on the left and on the right parts of the figure; (b) likelihood curve of the models forming the Metropolis chain versus annealingtemperature; (c) electrical conductivity versus annealing temperature; (d) top layer thickness versus annealing temperature; (e) probability distributionof the conductivities of the final model; (f) probability distribution of the top layer thickness of the final model.



tackle with sophisticated likelihood functions as in Eq.(2). In the following, we shall only give the technicaldetails specifically adjusted for the present study, and the

reader is referred to [26–30] for general considerationsconcerning the Metropolis and the simulated annealingalgorithms in the framework of non-linear inversion.

Fig. 7. 1D inversion results of the western part of the profile achieved around the base of the lava dome, along Chemin des Dames: (a) pre-selecteddata set; (b) probability distribution of the conductivities of the final model; (c) probability distribution of the top layer thickness of the final model;(d) data set consistent with the final model.



Let us recall that simulated annealing consists indoing Metropolis loops while applying a topologicaltransformation to L by varying a control parametertraditionally called the temperature TN0 [26,31,32]. Thetransformed likelihood reads,

LT "m;d1D# ! L1=T "m;d1D#: "3#

The simulated annealing loopsbeginwithT!# forwhichL# equals a constant and finish atT=1, i.e. at the likelihoodgiven byEq. (2). For each temperatureT, aMetropolis loop

is performed to generate a sequence of models distributedaccording to LT . In practice, this consists in generating asequence of models where the next model, (m, d1D)j+1, tobe added in the sequence is obtained from the precedingone, (m, d1D)j, according to the random choice,

prob$"m;d1D#j%1!"m;d1D#try&!min 1;LT "m;d1D#tryLT "m;d1D#j

" #

;

"4#where (m, d1D)try is a candidate model which mayeventually be included in the sequence of models. Eq.

Fig. 8. 1D inversion results of a part of the profile G–G" selected in the fumarolic area: (a) pre-selected data set; (b) probability distribution of theconductivities of the final model; (c) probability distribution of the top layer thickness of the final model; (d) data set consistent with the final model.



(4) indicates that a more-likely model is always acceptedand that a less-likely model is sometimes accepted. Whenthe randomassignmentgivenbyEq. (4) fails, i.e.when theless-likely candidate model has been rejected, thereplicating transition (m, d1D)j+1= (m, d1D)j is usedinstead. As the Metropolis loop proceeds, a sequence ofmodels is generated such thatmoremodels fall in themostlikely regions of the space model. As the temperature islowered, these regions have their likelihood dramatically(i.e. exponentially) augmented, and if the temperaturedecrease is sufficiently slow, the chain ofmodels is gentlyguided toward the regions of the space models where thelikelihood is maximum [27,29].

The candidate model, (m, d1D)try, is obtained byperturbing the current model (m, d1D)j in order to givesome memory to the Metropolis chain. This point is of aparticular importance in order not to make the algorithma simple Monte Carlo search. The data subset d1D,try ofthe candidate model is obtained by the following way:first we assign d1D,try=d1D,j and next, in 50% of thetime, a data element is randomly chosen in the wholedata set d and is deleted from d1D,try if present and isincorporated if absent. Hence, the data subset of thecandidate model differs of at most one element withrespect to the data subset of the last model in theMetropolis chain. The remaining parameters of thecandidate model, namely the log-conductivities and thelayer thicknesses, are obtained by randomly choosing aparameter, either log-conductivity or thickness, and byrandomly perturbing it in a limited range.

4.3. Examples

We now discuss a synthetic example showing howthe algorithm performs in presence of an incoherent dataset whose elements were generated with two differentconductivity structures. For this purpose, we invert thedata set obtained by merging two synthetic data subsetsof apparent resistivities computed for two differentconductivity distributions (Fig. 6a). In a first stage theinversion is done with no estimate of the standarddeviation S which is then set to unity. The annealingschedule is performed with a temperature range1NTN10"4 in order to converge toward the most likelymodel. Fig. 6b shows the likelihood of the modelssuccessively incorporated in the Metropolis chain. Theresulting curve is typical of the convergence property ofsimulated annealing: the chain starts with randomlychosen models with a low likelihood and with stronglyvarying parameter values as shown in Fig. 6c and d. Asthe temperature further decreases, the retained modelsprogressively get a higher likelihood until the curve

reaches a sharp step. At this stage of the cooling sched-ule, the model sequence suddenly gets confined in aregion of high-likelihood models and the parametervalues cease to strongly fluctuate (Fig. 6c and d). Thesuccess of the global convergence of simulated anneal-ing toward the global maximum of L is controlled by thespeed of cooling which must be sufficiently low to allowan exhaustive search in the space model. Once the bestmodel is obtained, the residuals are used to compute anestimate of S, and the last step of the simulated anneal-ing algorithm consists in a heat–bath sequence (i.e. aMetropolis chain constructed at a constant temperature)performed at T=1. The distribution of the modelsforming the heat–bath sequence may be used to con-struct the marginal probability curves [31,33,34] foreach parameter as shown in Fig. 6e and f. Depending onthe random assignments made in the Metropolis algo-rithm, the model sequence converges toward either ofthe two models used to construct the synthetic data set.

Fig. 7 shows the result of an inversion performedwith a data subset extracted from the pseudo-sectionlocated on the western side of the volcano (Fig. 2). Themarginal probability curves (Fig. 7b and c) indicate atwo-layer conductivity structure with a resistive layer,$1$3000 " m and !h1$35 m, overlying a half-spacewith a resistivity $0$50 " m. As can be observed inFig. 7d, several data have been excluded from the originaldata set on the right side of the pseudo-section. Indeed,these data correspond to anomalous high apparent resis-tivity values incompatiblewith the assumed 1Dgeometry.Another example is shown in Fig. 8 for data

Table 1Results from 1D inversions

Symbol Name $1(" m)

$0(" m)

!z1(m)

A Fumaroles 17 18 UnresolvedB August 30th fracture 4400 40 10C Breislack 440 35 14D Col de l'échelle 910 60 10E Carbet 3400 70 8F Fente du Nord 1300 80 10G Faujas Landslide 3200 110 15H Chemin des Dames 2000 30 35I Tarade 1550 30 27J Ravine du Sud 1800 90 56K Gouffre 56 11200 230 7L Cratère Sud 360 250 UnresolvedM Jardin Lherminier 100 500 3N Ravines Jumelles 2500 210 36O Piste rouge 2050 300 32P 601 2150 230 31R Découverte 3350 Unresolved 28



corresponding to a fumarolic area. In this instance, thesimulated annealing inversion gives marginal probabili-ties such that a simple half-space model is obtained with aresistivity $0$20"m. Interestingly, the marginal proba-bility curve for !h1 is flat, indicating that this parameterremains unresolved. The inverted data subset shown inFig. 8d shows that lateral data corresponding to higherapparent resistivities have been automatically eliminated.

4.4. Results

A total of 17 data sets corresponding to almost 1Dstructures recognised in the pseudo-sections of Fig. 5have been inverted according to the methodology des-

cribed above. Several tests have been performed formodels with more or less layers overlying the lower half-space to eventually represent a transition layer with vari-able resistivity. We found that models with two or morelayers do not significantly improve the fit to the data.Moreover, increasing the number of layers often leads tomodels with low resistivity contrast and unresolved thick-nesses. Consequently, according to the principle of par-simony, we decided to retain the simplest models, i.e.those with either one or no overlying layer, able to fit thedata.

The results of the inversions are given in Table 1 andgeographically displayed in Fig. 9. All but 3 data setsgive a two-layer structure with a single layer overlying a

Fig. 9. Synthesis of the 1D inversion results obtained for 17 data subsets belonging to regions where the pseudo-sections appear laterally invariant.The great rectangle represents the resistivity of the bottom half space, the line represents the resistivity of the top layer and its thickness is proportionalto the top layer thickness. The values of altitude correspond to the depth of the top of the conductive half space.



more conductive half-space. The remaining two datasets correspond to an homogeneous half-space with novariations of conductivity in the vertical direction. Theycorrespond on the lava dome to the Jardin Lherminierarea, a shallow depression with a permanent small pondformed within relatively thick phreatic ash deposits, andto active fumarolic areas characterised by a high degreeof hydrothermal alteration and up-flow of hydrothermalfluids located on the summit of the lava dome (CratèreSud fumaroles) and at the South base of the lava domenear the road (Route de la Citerne fumaroles).

Fig. 9 reveals that the 17 geo-electrical soundingsconstitute a simple global conductivity structure with alow-resistivity ($0$50 " m) basal layer on the easternand southern edges of the lava dome, and a medium-resistivity ($0$250 " m) basal layer on the northernedge and on the lava dome itself. In most cases, the basallayer is overlained by a resistive ($1$2000 " m) layerwith a thickness !h1 comprised between 10 and 30 m.Noticeable exceptions are for the August 30th Fracture(B in Table 1) and the Carbet (E in Table 1) areas wherethe overlying layer has a significantly higher resistivity($1$4000 " m) and corresponds to rock avalancheblocks. Another exception is for the Col de l'échelle (Din Table 1) area where the overlying layer has a lowerresistivity ($1$400 " m) and corresponds to fumaroliczones that ceased to be active in 1979 and 1984 (seeTable 2) [3,6,8].

5. Discussion

The geo-electrical structures revealed by both thepseudo-sections (Fig. 5) and the 1D inversions (Fig. 9)are very coherent and show strong resistivity contrasts

depending on the particular geographical location on thevolcano. Indeed, from one place to another, theresistivity varies over 3 orders of magnitude, and 3main resistivity ranges may be identified: the low-resistivity range with $$20"m, the medium-resistivityrange with $$400 " m, and the high-resistivity rangewith $$2500" m. Low resistivities are associated witheither presently or historically active fumarolic zoneswhere primary volcanic deposits have been stronglyaltered by the hydrothermal activity. A noticeableexception is for the Cratère Sud area which is the mostactive fumarole and where the resistivity is somewhathigher. This could be explained by the fact thathydrothermal activity has not yet lasted sufficiently toproduce significant argilization or that the pH (acidity)and/or oxydo-reduction potential is not optimal forsignificant clay mineral production.

Basal layers with a medium resistivity correspond toseveral regions in the northern upper part of the lavadome where massive unaltered andesite is not coveredby any significant altered lava or phreatic ash deposits.On the western flank of the lava dome, a medium re-sistivity layer is also found at depth below a layer oflower resistivity. This could be interpreted in terms ofthe presence at depth of more massive unaltered areas ofthe lava dome overlaid by a layer of thick better-drainedscoriaceous or altered material (e.g. lava dome carapace,brecciated units formed during the formation of differentlava flow lobes, variably vesicular zones related to lavaextrusion processes) as seen in field outcrops and/orvariably thick hydrothermally altered phreatic ashesfrom the historical eruptions.

The altitude of the conductive basal layer present onthe eastern and southern sides of the lava dome varies

Table 2List of areas where hydrothermally altered materials and old fumarolic fields are present and visible at the surface of the lava dome

Fumarolic area Geographic site Position Age of activity Type of activity

Cratère sud Cratère sud fracture and crater SE summit plateau Most active highest flux Pre-, syn-, post-eruptiveTarissan Tarissan crater Central summit plateau Active high flux Pre-, syn-, post-eruptiveNapoléon Napoléon crater E summit plateau Active moderate–low flux Pre-, syn-, post-eruptiveFumerolles Lacroix–Napoléon Lacroix–Napoléon fracture SE summit plateau Active ? diffuse–low flux Pre-, syn-, post-eruptiveCol de l'échelle SE lava dome Base of lava dome Ceased 1984 Pre-, syn-, post-eruptiveCarbet fumerolles I and II E–NE lava dome Lower flanks of lava dome Ceased 1979 Pre-, syn-, post-eruptiveFumerolles Lacroix E–SE lava dome Upper flanks of lava dome Ceased 1984 Pre-, syn-, post-eruptiveForage échelle E lava dome Base of lava dome Ceased 1984 ? Pre-, syn-, post-eruptiveFente du Nord N lava dome Upper flanks of lava dome Ceased 1977 ? Pre-, syn-, post-eruptiveÉboulement Faujas NW lava dome Upper flanks of lava dome 1797–98, 1837 Pre-, syn-, post-eruptiveFumerolles Morne MitanMatylis

SE lava dome Periphery Active low flux Non-eruptive

Fumerolles ravine de la Ty SE lava dome Periphery Active low flux Non-eruptiveFumerolles Collardeau N lava dome Outside (Amic dome) Ceased 1982 Non-eruptive

In bold: Areas where the inverted 1D-conductivity structure corresponds to a high-conductivity (see Fig. 9).



from 1290 m on the North to 1100 m on the South. Thiscorresponds to an average southward slope exceeding20%. A less-constrained similar slope is obtained for thesouth-west quarter of the lava dome from the west side(H in Table 1) geo-electrical sounding. Although a full3D inversion has to be done before drawing definiteconclusions, it can be observed that the deeper parts ofthe pseudo-sections (Fig. 5) indicate that the conductivebasal layer seems to exist under a large part of the lavadome. This conductive basal layer can be interpreted interms of volcanic structures. Its top likely corresponds tothe floor of the horseshoe-shaped structure formed at thebeginning of the 1440 AD eruption that resulted from asmall flank-collapse event that destroyed the summitpart of the volcano. Based on the abundance of hy-drothermal products found in the resulting debris–avalanche deposits [11], this flank-collapse was prob-ably favoured by an important hydrothermal alterationof the summit part of the volcano which can explain thepresence of a thick conductive layer. Inside the horse-shoe-shaped crater, the Soufrière lava dome was built. Itis mainly constituted of massive lava of high resistivitysignature.

The lava dome is cut by a series of fractures gene-rated during the successive phreatic eruptions. Thesefractures favour the circulation of acid hydrothermal andmeteoric fluids which progressively weather the mas-sive lava and explain a signature of high conductivity ofthe fracture areas. It is probable that the alterationprogresses as a function of the time. This can explainthat the Cratère Sud, formed during the last phreaticeruption (1976–77), has a less conductive signaturebecause of a lower state of hydrothermal alteration inspite of its current high fumarolic activity. Also, theconductive basal layer appears connected to a verticalconductive channel whose top part emerges in theCratère Sud and the Tarissan areas. This might representthe pathway for the hydrothermal circuitry presentlycausing the very high fumarolic activity at the CratèreSud and the more recent and yet moderate activity atTarissan Crater [6–8].

6. Conclusion

The electrical tomography data discussed in thepresent paper reveal that La Soufrière of Guadeloupelava dome consists of several 3D domains with rela-tively high resistivity separated by conductive channels.This electrical structure of the dome is coherent with thegeological observations which indicate that the dome ismade of unaltered massive andesite lava separated bymajor radial fractures that reach at least up to about half

of the dome's height. The centre of convergence of theseradial fractures corresponds to the Tarissan pit whereincreasing hydrothermal activity is observed, and whichmarks the northern limit of the presently active area ofthe dome. This active region, which concerns the south-eastern part of the dome summit, corresponds to a con-ductive channel visible on the pseudo-sections of Fig. 5and extending down to a conductive layer located at thebasis of the dome. This basis conductive layer is visiblealong most of the pseudo sections around the basis of thedome. When apparent at the surface, the conductivelayer corresponds to highly hydrothermalized and al-tered geological materials with probably reduced in-ternal friction and increased pore pressure. The 1Dinversions give quantitative estimates of the depth of theconductive layer which constitutes a basal southward-inclined layer which is likely to contribute to the insta-bility of parts of the edifice.

Acknowledgments

This work is dedicated to the memory of our Friendand Colleague Alberto Tarchini who participated tomost of our field experiments and always shared hisgenerous enthusiasm. This study benefited from invalu-able help from the whole staff of the ObservatoireVolcanologique et Sismologique de Guadeloupe: Chris-tian Anténor-Habazac, Sara Bazin, Véronique Daniel,Bertrand Figaro, Gilbert Hammouya, Christian Lam-bert, Didier Mallarino and Laurent Mercier. D.G. and F.N. would like to thank Gérard Werther for numerousdiscussions concerning historical records about LaSoufrière. Jean-Louis Le Mouël, Albert Tarantola andan anonymous reviewer made helpful reviews of draftsof this paper. Financial support was provided throughthe CNRS/INSU Antilles Program and from IPGP. Thisis IPGP contribution 2120.

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B.5 Bernard et al., JVGR, 2006

Bernard, M.-L., J. Molinié, R.-H. Petit, F. Beauducel, G. Hammouya, andG. Marion. Remote and in situ plume measurements of acid gas release fromLa Soufrière volcano, Guadeloupe. J. Volcano. Geotherm. Res., 150, 395-409,2006.

Nouvelles données :– concentrations Cl et S dans les gaz fumeroliens 2003-2004.

Aspects méthodologiques :– mesures de gaz par OP-FTIR et spectrométrie IR portable.

Résultats scientifiques :– rapport de concentration Cl/S élevé et lié au dégazage magmatique.

Remote and in situ plume measurements of acid gas release from

La Soufriere volcano, Guadeloupe

Marie-Lise Bernard a,*, Jack Molinie a, Rose-Helen Petit a, Francois Beauducel b,

Gilbert Hammouya b, Guy Marion a

a Laboratoire de Physique de l’Atmosphere Tropicale, Universite des Antilles et de la Guyane, 97 159 Pointe-a-Pitre Cedex,

Guadeloupe, FWI, Franceb Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe, Institut de Physique du Globe de Paris, Le Houelmont,

97113 Gourbeyre, Guadeloupe, FWI, France

Received 12 November 2004; received in revised form 26 July 2005; accepted 1 August 2005

Available online 20 December 2005

Abstract

This paper presents the first remote measurements of La Soufriere gas emissions since the fumarolic and seismic reactivation in

1992. The chemical composition of the plumes has been measured from May 2003 to September 2004 using an Open Path Fourier

Transform InfraRed (OP-FTIR) spectrometer, up to 15 m downwind the South Crater. HCl is clearly detected (concentration

between 2.4 and 12 ppmv) whereas SO2 and H2S generally remain below the detection limit of the OP-FTIR. Direct measurements

of SO2 and H2S near the South Crater with a Lancom III analyzer show a fast decrease of their concentrations with the distance.

Calculated Cl /S mass ratios are high: from 9.4F1.7 at 15 m from the vent to 2.8F0.6 at 140 m. The enrichment in HCl of the gas

emitted at La Soufriere, observed since 1998, corresponds to the degassing of a magma enriched in Cl and depleted in S. This result

agrees with isotopic measurements which suggest a magmatic origin of the gases. Readjustments inside the volcanic system may

have taken place during the seismic activity beginning in 1992 and enhance the transfer of magmatic gases to the summit.

D 2005 Elsevier B.V. All rights reserved.

Keywords: volcanic gas; OP-FTIR; remote sensing; HCl /SO2; La Soufriere of Guadeloupe

1. Introduction

Since the last magmatic eruption of 1440 AD, La

Soufriere of Guadeloupe, an andesitic stratovolcano

located in the subduction arc of the Lesser Antilles,

has undergone at least four phreatic eruptions (Boudon

et al., 1988, 1989; Komorowski et al., in press), the last

of which was in 1976–1977. A stream-and-ash column

rose above the summit in July 1976. The eruption lasted

eight months and consisted of 26 phreatic explosions.

After May 1977, the fumarolic activity decreased grad-

ually and was further reduced between 1984 and 1992.

Only small peripheral fumaroles were observed.

In 1992, the fumarolic activity resumed (Zlotnicki et

al., 1994; Komorowski et al., 2001): and three volcanic

plumes rose above the summit. The strongest one is

emitted from the South Crater (CS). A substantial

increase in shallow seismic activity accompanied this

reactivation. Since 1992, the alert level is byellowQ(vigilance). The fumarolic activity has progressively

extended toward the North–North-West, with a reacti-

0377-0273/$ - see front matter D 2005 Elsevier B.V. All rights reserved.

doi:10.1016/j.jvolgeores.2005.08.001

* Corresponding author. Tel.: +33 590 0590938672; fax: +33 590

0590938643.

E-mail address: [email protected] (M.-L. Bernard).

Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 395–409

www.elsevier.com/locate/jvolgeores

B.5. BERNARD ET AL., JVGR, 2006 139

vation of the Tarissan (TAS) vent in 2000 and the

Napoleon (NAP) vent in 2002.

Since 1976, gas chromatography (GC) analyses have

been regularly performed. In 1997, GC analyses on

samples from the CS vent showed that: (1) the most

abundant gas released was water vapor (97–98% of the

total volume); (2) the other main components were CO2

(~85% mol), H2S (~9% mol) and three diatomic gases:

H2, N2, and O2 (respectively, ~2.5%, 2.7%, 0.8% mol);

(3) SO2, HCl as well as CO were below the detection

limits of the gas chromatograph.

In 1998, gas emanating from the main summit plume

CS suddenly became very acid. The pH reached values

close to 1, as opposed to 4 to 5 before. Tiny acid

droplets and important solid sulfur deposits have been

observed at the summit, near the CS.

The strong reactivation of the fumarolic activity at

the summit and the remarkable change in chemical

parameters are not associated with significant variations

of the other important monitoring parameters such as

seismic activity at depth, large scale ground deforma-

tion, and higher gas temperatures. Average gas tem-

peratures remained around 105 8C. However, many

catastrophic volcanic events are related to explosive

activity on apparently dormant volcanoes (e.g., Mon-

tagne Pelee 1902, Mount St. Helen 1980, Pinatubo

1991, Soufriere Hills 1995). As a consequence, any

attempt to understand an increase in volcanic activity

in quiescent systems deserves attention.

The persistent degassing, the origin of the high

acidity of gas emissions at La Soufriere of Guade-

loupe and the source mechanisms of this reactivation

are poorly understood. HCl concentration seem to be a

key parameter. Unfortunately, the acidity made direct

sampling and pH measurements unsafe since 1998,

and gas chromatography is not suitable to study HCl

behavior. Thus, a necessity for new tools has emerged.

Correlation spectrometer (COSPEC) is widely used to

monitor SO2 during volcanic eruptions (Hoff and

Millan, 1981; Stoiber et al., 1983). However, SO2

measurements are not sufficient for the full under-

standing of the degassing mechanisms. Consequently,

in the last ten years the remote sensing technique of

Open Path Fourier Transform Infra Red spectrometry

(OP-FTIR) has been widely used to monitor chemical

composition of gases on different volcanoes: Unzen

and Aso, Japan (Mori et al., 1993; Mori and Notsu,

1997), Galeras, Colombia (Stix et al., 1993), Masaya,

Nicaragua (Horrocks et al., 1999; Burton et al., 2000;

Duffell et al., 2003), Vulcano, Italy (Francis et al.,

1995; Mori et al., 1995), Popocatepetl, Mexico (Goff

et al., 2001), Stromboli, Italy (Burton et al., 2001);

Oldoinyo Lengai, Tanzania (Oppenheimer et al.,

2002), Soufriere Hills, Montserrat (Oppenheimer et

al., 1998a,b,c,d; Edmonds et al., 2002), Etna, Italy

(Francis et al., 1995; Burton et al., 2003; Allard et

al., 2005). Thus, experience increases and the use of

OP-FTIR becomes easier.

In order to better understand the volcano dynamics

and provide critical information for evaluating hazards

at La Soufriere, Guadeloupe, we undertook OP-FTIR

measurements of volcanic plumes. In this paper we

present OP-FTIR data and LANCOM III gas analysis

collected between May 2003 and September 2004 at

the summit of La Soufriere. In the discussion we

focus on HCl /SO2 ratios in order to give some new

insights on the origin of the ongoing degassing at La

Soufriere.

2. Two new tools to monitor La Soufriere gases: the

OP-FTIR and the Lancom III gas analyzer (LIII)

2.1. OP-FTIR

We used a MIDAC Corporation OP-FTIR spectrom-

eter which incorporates a Michelson interferometer at-

tached to a 25 cm Newtonian telescope (Fig. 1) with a

mercury–cadmium–telluride (MCT) detector or an ad-

Fig. 1. Example of OP-FTIR measurement on April 15, 2004 at La

Soufriere of Guadeloupe. The spectrometer was located at the dSavanea muletsT parking and the infrared lamp on the crater rim (light spot).

M.-L. Bernard et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 395–409396


ditional indium–antimonide (InSb) detector. The detec-

tor is cooled at 778K with liquid nitrogen. The optical

telescope allows measurement of a target gas located at

a distance of few meters to several km away. The OP–

FTIR analyzes several gases simultaneously since it

measures all wavelengths of light in the range 4500–

500 cm1. In this study we used the spectrometer with

artificial infrared sources: two different SiC glow-lamps

(12 V DC power), placed at the focus of a 50 cm

diameter parabolic reflector. OP-FTIR could be used

when volcanic activity become high or during erup-

tions. In these cases, natural infrared emitting sources

like the Sun, hot lava or gases, may be used. As the

plume passes through the infrared beam, molecular

components (of the plume) absorb some characteristic

frequencies. These absorptions are recorded in the form

of an interferogram (detector signal as a function of

mirror position) which is converted by Fourier trans-

form into a single beam spectrum, using a commercial

software (AutoQuant Pro, Midac Co.).

Instrument control, data storage and analysis were

performed with a notebook computer. In the retrieval

process of gas composition, each single-beam spec-

trum is compared to a dreferenceT spectrum (back-

ground) corresponding to a sample dwithout plumeTand the data are converted into absorbance spectra.

For each set of measurements, the background was

chosen as the spectrum containing the smallest amount

or no volcanic gas, within the same set. Background

spectra were collected when the wind carried the

plume out of the measurement path. Compositions of

the plume were estimated by comparison of field

absorbance spectra with reference spectra of several

gas components measured in laboratory with the same

equipment. We use the Midac dStandardsT library and

a non-linear least-squares fitting procedure (Auto-

Quant Pro, Midac Co.). The retrieval output consists

in dcolumn amountsT of target gases in parts per

million (volumetric) per meter (i.e., ppmv m). We

need to estimate the width of the column actually

crossed by the volcanic gases to deduce the gas con-

centrations in ppm.

A more detailed description of OP-FTIR data reduc-

tion procedures may be found in Francis et al. (1995)

and Oppenheimer et al. (1998b).

2.1.1. Main experimental difficulties at La Soufriere

We met three main difficulties during the first cam-

paigns in OP-FTIR measurements at La Soufriere:

(1) The weather (humidity, clouds and wind): At the

summit of this tropical volcano (1467 m above

sea level), clouds often cover the summit and rain

fall is high (between 300 and 1000 mm per

month). Thus, temporal windows for OP-FTIR

measurements under good meteorological condi-

tions are exceptional (Fig. 1). The humidity is

high, between 80% and 100%, higher during the

night (~100%). The smallest values are observed

around midday (data OVSG, 2003–2004). Con-

sequently all our measurements were made be-

tween 10:00 pm and 4:00 am. Nevertheless, the

OP-FTIR spectra are largely contaminated by

atmospheric water vapor. Wind velocity and di-

rection are also parameters that need to be

accounted for.

(2) The volcano morphology: On Fig. 2, three dis-

tinct points for the South Crater CS emit gases:

the north one (CSN) which is more active than

the south one (CSS) by many orders of magnitude

Fig. 2. View of the South Crater vents and details on the emission points: CSS, CSC and CSN (Photo by M. Feuillard, 1992).

M.-L. Bernard et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 150 (2006) 395–409 397


and a very small central point (CSC). For all OP-

FTIR measurements, the infrared source was

established at the summit in the SW sector, near

the CS rim over which the CS plume generally

passes. The source was carried by hand to the

summit over more than one kilometer. The slope

of the volcano flanks is sharp (558 on average).

Passive experiments using the Sun as an infrared

source would be difficult at La Soufriere since

there is no place corresponding to such configu-

ration accessible by car.

(3) Acidity of gases: We limited the monitoring ac-

tivities to few hours since corrosion due to the

acidity of gases at the summit can seriously dam-

age the instruments, particularly the mirror sur-

faces coated with Zn–Sn of the IR lamp.

In conclusion, we had to stay for many hours on

many days to obtain good measurement conditions. The

presented datasets have been obtained during periods of

one to three hours.

2.1.2. Operating mode for La Soufriere

We measured infrared absorption across an atmo-

spheric path of 640F5 m (May 31, 2003; April 15,

2004; September 17 and 25, 2004) and 690F5 m

(April 9, 2004) between the infrared source and the

detector (Fig. 3). We used GPS positions of the source,

Fig. 3. La Soufriere dome. The lines correspond to the twoOP-FTIR paths used to study the South Crater (CS) plume emitted from theCS vents (CSN, CSC,

CSS). TAS and NAP correspond to Tarissan and Napoleon vents. The Lancom III profil carried on the September 25, 2004 along the plume is also reported.



the receiver and the vents to estimate the above slant-

ing distances. In all configurations except on April 9,

2004, the beam crossed the plume at 140F1 m from

the two main emission points of the South Crater (East

wind). The corresponding observed plume width (Fig.

4) varies between 0 and 35 (F5) m. The variability of

the plume width is essentially due to the changes in

the wind intensity and direction (OVSG data). In the

second campaign (April 9, 2004), due to the South–

East wind direction, the spectrometer and the infrared

source were aligned across the South Crater, so that

the plume has been sampled closer the vent (15F1

m). The corresponding observed plume width was

nearly constant, around 25F5 m. Only a part of the

plume, essentially from the CSS emission point, was

sampled.

Signal to noise ratios were improved by co-adding

16, 32 or 64 consecutive scans (2 s per scan) and all

data were acquired at a spectral resolution of 0.5 cm1.

During the last campaigns in September 2004, since

fast variations in wind direction tend to carry the

plume aside the IR source, we chose to co-add only

16 scans.

In order to warrant the effect of overlapping water

bands on our analysis, we limit our research to the

spectrum-lines of the volcanic gases of interest (SO2,

H2S, HCl, HF, CO2, CH4, CO, COS and SiF4) located

out off strong water bands. Note that water vapor

absorption is strong in 1200–2000 cm1 and 3400–

4100 cm1 ranges. The spectral windows used in our

analysis method are given in Table 1. Elemental gases

such as Ar, and diatomic gases such as H2, O2 and N2

Fig. 4. OP-FTIR measurement configuration used at La Soufriere. The infrared beam crossed the South Crater plume at 15 m (dataset 2) or 140 m

(other datasets) from the vent.

Table 1

Gas selected spectral regions in the OP-FTIR analysis method, the chosen detectors and the detection facility

Gas Selected spectral analysis range Detector Overlapping H2O Detection facility

HCl 2894–2713 cm1 MCT No Easy

SO2 1257–1068 cm1 (weak) MCT No Easy at high concentration

1410–1300 cm1 MCT Yes Difficult

2525–2464 cm1 (very weak) InSba No Difficult

H2S 2740–2638 cm1 (weak) MCT No Difficult

1400–1000 cm1 MCT Yes Difficult

HF 4211–3985 cm1 (strong) MCT No Easy

CO2 2283–2238 cm1 MCT/InSb No Strong absorption lines saturating the

detector. Need a specific analysis.

CO 2275–2000 cm1 MCT/InSb No Not easy at small concentration

COS 2105–1979 cm1 MCT No Quite easy

CH4 3026–2878 cm1 MCT No Easy

SiF4 1079–958 cm1 MCT No Quite easy

a InSb detector is sensitive over a narrow frequency band, 3000–1600 cm1.



do not absorb infrared radiation and therefore are ex-

cluded of the analysis.

2.2. Lancom III portable gas analyzer

2.2.1. Instrument description

We used a portable (less than 6 kg) gas analyzer

Lancom III (LIII) that allows to simultaneous measure-

ment of up to 4 gases (SO2, H2S, CO2 and CO). Two

different sensors (Table 2) are used to measure the

concentrations. The gas sample is drawn through a 3

m sample probe. The sample enters the water catchpot

where residual water is removed. The sample gas is

then passed through a 0.1 Am particles filter. After

removing flow and pressure variations, the gas is routed

to the sensor manifolds. To warranty their accuracy, the

sensors are purged with fresh air each time the analyzer

is switched on or off and are calibrated with ambient air

at startup.

2.2.2. Protocol of measurements

The gas concentrations of SO2, H2S, CO2, and CO

have been measured at the summit of La Soufriere along

the plume (Fig. 3) using LIII. All measurement points

are located by GPS. The measurements have been done

walking East towards the South Crater vent over a

distance of 140 m, on September 25, 2004. The weather

was particularly fine: very clear sky, humidityb80%

(Table 3). From time to time, the wind took a more

southern component and then made simultaneous OP-

FTIR measurements possible. The first point measured

with LIII was located near the infrared source of the OP-

FTIR. For each profile point, the analyzer continuously

monitored during 10 min (one measurement per minute)

and we chose to register the higher detected value.

3. Results

Over the investigation period at La Soufriere, be-

tween May 2003 and September 2004, we collect more

than 400 OP-FTIR spectra divided in 6 datasets. For

each spectrum, we calculate column amounts (in ppmv

m) of the gas present in the plume. Then for each

dataset we compute the average gas column amounts,

using the reliable values (95% confidence). They are

presented in Table 3 as well as the standard deviation

and the range of reliable amounts. Gas species retrieved

from OP-FTIR spectra include HCl, SO2, CH4 and

SiF4. H2S, HF, CO and COS remain undetected. Due

to uncertainties in the choice of background spectra, the

precision on the gas column amounts varies between

10% and 20%. The variability in gas concentrations in a

same dataset can be important since the width of the

plume really crossing the infrared beam varies.

Due to the used IR path configurations, the reported

values represent the plume composition at two given

distances, 15 and 140 m, from the CS vent (Fig. 4).

This choice allows us to compare the OP-FTIR results

to the point measurements carried out along the plume

using the LIII analyzer.

3.1. HCl

HCl is easily detected since its concentrations reaches

high values and its absorbance peaks can be distin-

guished from those of water vapor (Table 1). The average

column amount of HCl falls in the range 50 to 303 ppmv

m (Table 3). Fig. 5 shows a comparison of HCl peaks in a

field spectrum with a laboratory reference spectrum of

HCl. For the datasets (1, 3, 5), the distance from the

source was nearly 140 m and the results are consistent:

the average HCl values are slightly the same, near 110

ppmv m. For dataset 3 we find a higher average amount

of 153 ppmv m attributed to the observed larger width of

the plume. It is interesting to compare these results to

dataset 2 where the CS emission points were very near

the IR source (15 m).Wemeasure higher HCl amounts in

dataset 2 (206 ppmvm) compared to the others. Since we

only measured part of the CS emission (CSS) the total

HCl amount at such a distance may be much higher.

Table 2

Lancom III gas analyzer: sensor types and measurement specifications

Gas Sensor type Standard range Max. range Accuracy Resolution

Sulphur dioxide, SO2 Electrochemical 0 to 2000 ppm 0 to 5000 ppm F2% F1 ppm

Hydrogen sulphide, H2S Electrochemical 0 to 200 ppm 0 to 1000 ppm F2% F1 ppm

Carbon dioxide, CO2 Infrared 0 to 25.0% vol. – F0.5% vol. F0.1% vol.

Carbon monoxide CO lowa Electrochemical 0 to 2000 ppm 0 to 4000 ppm F2% F1 ppm

Flue gas temperature Thermocouple Measured 0 to 1000 8C F5 8C)Ambient temperature Standard Measured over operating range

Flow (velocity) 1 to 50 m/s

a CO is H2 compensated.



3.2. SO2 and H2S

For OP-FTIR measurements, we use the spectral

ranges indicated in the protocol of Table 1. For SO2,

using three different bands and two detectors, we

always find low column amounts (b23 ppmv m)

and H2S is undetected. Using a mean plume width

of 25 m for the OP-FTIR, we compared these results

to those with LIII measurements. Fig. 6 shows that the

concentrations of H2S and SO2, measured using LIII

gas analyzer, decrease when the distance from the

South crater increases. H2S is the dominant sulfur

gas specie.

At 15 m from the CS vent, the LIII measured at a

point situated near the center of the main emission point

(CSN) whereas OP-FTIR measured the weaker plume

from CSS. Then, it is not surprising that LIII yields a

value of 3 ppm for SO2, higher than the 0.2 ppm

calculated with a 25 m plume width from OP-FTIR.

As for HCl and SO2, we can assume that H2S measured

by the OP-FTIR at 15 m from the vent is smaller than

that measured by LIII. This agrees with the smaller flow

from CSS.

H2S /SO2 ratio is close to 2 at the vent. This result is

consistent with the Observatory measurements on CS

gas samples using chromatography, prior to 1998. H2S

and SO2 concentrations in dry gas range respectively

from 5% to 15% and 0% to 1%, leading to H2S /SO2

ratio larger than 1.

At 140 m from the vent, SO2 concentration falls

below the LIII detection limit for SO2 (1 ppm) and

H2S is less than 2 ppm. Fig. 6 also suggests a rapid

Table 3

Column amounts of gas and HCl /SO2 molar ratios retrieved from active OP-FTIR measurements between May 2003 and September 2004 at La

Soufriere, Guadeloupe.

La Soufriere, Guadeloupe-OP-FTIR data

HCI SO2 CO

ppmv m

COS SiF4 CH4 (HCI /SO2)av HCIav /SO2av pHa Tgasa 8C HRb % Vwind

b

km h1

Dataset 1:31/05/2003 1120–1221 h spectra MCT 32–64 scans LAMP1c

Range 45–180 7–23 0.9–1.4 342–387 6–14 0.0–0.6 96–100 33–39

Average 114 12 nd ndd 1 373 11.8 9.5 98 99.4 35.6

Stand. dev.d 40 4 0.2 13 2.5 1.6 2.2

Dataset 2: 09/04/2004 1100–1230 h 54 spectra MCT 64 scans LAMP2c

Range 150–301 4–6 1–2 183–416 26–54 0.4–0.7 67–76 11–17

Average 206 5 nd nd 1.7 273 40 41.2 109.3 68.4 13.8

Stand. dev. 39 1 0.2 52 7 3 1.5

Dataset 3: 15/04/2004 1100–1300 h 82 spectra MCT 32 scans LAMP2

Range 56–303 5–20 1.9–2.2 226–773 14 max 0.4–0.7 78–94 9–24

Average 153 13 b25 nd 2 544 – 11.8 109.3 90.6 13.5

Stand. dev. 68 14 0.07 98 5.1 3.8

Dataset 4: 17/09/2004 1435–1520 h 34 spectra InSb 32 scans LAMP2

Range 45 max 251–307 0.9–1.1 93–97 22–30

Average b50 nd b10 nd nd 279 – – 101 94.8 25

Stand. dev. 14 1.7 3.4

Dataset 5-1: 25/09/2004 1020–1240 h 175 spectra Insb 16 scans LAMP2

Range 71–143 207–404 0.9–1.1 67–78 9–16

Average 102 nd b25 nd nd 280 – – 101 74.2 13.4

Stand. dev. 22 25 2.9 1.7

Dataset 5-2: 25/09/2004 1400–1430 h 46 spectra MCT 16 scans LAMP2

Range 70–156 8–14 2–2.4 362–426 6–12 0.9–1.1 69–82 10–21

Average 112 12 b20 nd 2 394 9.2 9.3 101 73.9 13.4

Stand. dev. 32 1.1 0.2 16 2 5.8 4.9

a pH and gas temperature, Tgas, measurements at the South Crater (SC) vent (data OVSG-IPGP, 2003–2004).b Relative humidity, HR, and wind velocity, Vwind, from the meteorological station, Piton Sanner (data OVSG-IPGP, 2003–2004), during OP-

FTIR measurement intervals.c The infrared lamp LAMP2 is more powerful than LAMP1.d nd=non-detected; stand. dev.=standard deviation.



vanish of both H2S and SO2 near the vent. At 140 m

from the CS vent, OP-FTIR and LIII results are in

agreement for SO2 and H2S.

3.3. Other gases

(1) CO2 absorbance peaks are largely present in the

OP-FTIR spectra and result from atmospheric and

volcanic contributions. In the recorded spectra the

very high absorbance peaks of CO2 are truncated

due to detector saturation along the 640 or 690 m

IR beam and CO2 could not be measured. We

conclude that the detector gain adapted to mea-

sure all other gas was too high to simultaneously

recover CO2 concentration. The maximum CO2

concentration measured with LIII near the vent is

around 1700F1000 ppm. Since the mean atmo-

spheric CO2 concentration is about 370 ppm we

consider that these CO2 measurements are not

reliable.

(2) CO is generally not detected by OP-FTIR. This

result is consistent with LIII measurement since

we measure 0F1 ppm for all points.

(3) COS is also below OP-FTIR detection limit.

(4) On May 31, 2003 OP-FTIR measurements over

25 m of atmosphere at the dSavane a muletsT

parking (~1142 m alt.) gave a concentration of

0.6 ppm for CH4. This value is lower than the

average atmospheric CH4 concentration, 1.7 ppm.

Using the measured atmospheric CH4 concentra-

tion we estimated an atmospheric CH4 column

Fig. 6. Variation of SO2 and H2S concentrations measured using the

Lancom III gas analyzer with the distance from the South Crater vent.

Fig. 5. Comparison of HCl absorbance lines of three field spectra collected on September 25, 2004 with a laboratory spectrum of HCl: a) sample

#13(0 ppmv m of HCl), b) sample #1 (60 ppmv m), c) sample #25 (160 ppmv m), d) laboratory reference of HCl, e) atmospheric water spectrum

measured in the field along the Citerne road, near the volcano. Resolution: 0.5 cm1.



amount of 380 ppmv m for a total column length

of 640 m. The total column amounts we mea-

sured over La Soufriere range from 280 to 544

ppmv m. The higher CH4 value in dataset 3 is

correlated to a higher value of HCl column

amount compared to the other datasets. This indi-

cates the presence of volcanic CH4.

(5) SiF4 is present in datasets 1, 2, 3 and 5 in con-

centration smaller than 2.4 ppmv m. SiF4 is a

trace component of fumarolic gases on volcanoes

arising from the fast interactions between mag-

matic HF and wall rocks. This explains why HF

had not been detected.

4. Discussion

4.1. Gas composition

4.1.1. HCl

HCl was quantified reliably using the OP-FTIR

techniques. Results show that the HCl column amount

can reach 300 ppmv m even at 140 m from the vent.

Assuming a plume width of 25 m, this column amount

corresponds to HCl concentrations of 12 ppmv, which

is large compared to other volcanoes (Oppenheimer et

al., 1998b). This confirms the very high acidity of the

gas at the summit and the necessity to limit human

access to the summit. Note that the health and safety

norm for a 10 min exposure to HCl is 5 ppmv.

Since the average gas temperature, 105 8C, mea-

sured by inserting a temperature sensor into the South

crater vent, is constantly close to saturated water vapor,

water droplets are present in the plume. As a result, a

large part of the HCl molecules coming from the vent

are dissolved in water owing to the high solubility of

HCl. The OP-FTIR spectrometer only measures the

remaining HCl molecules in the plume and not the

ions H3O+ and Cl. Thus the real concentration of

HCl at the source (CS vent) should be consistently

higher than the 8 ppmv mean concentration measured

on April 9, 2004, near the CS vent (15 m).

pH measurements were used to estimate HCl con-

centration at the CS vent. The pH is measured in gas

condensates obtained by putting at the CS vent a cold

plate on which fumarolic steam condenses. pH values

are between 0 and 1 (Table 3). These pH values allow

us to approximate the amount of HCl dissolved in the

plume water droplets near the vent, since HCl is the

strongest present acid. That means that nearly all H3O+

present in the droplets come from HCl. For pH=1,

there is 0.1 mole HCl for 55 liquid water moles.

Since the fumarolic steam is essentially constituted of

water (at 99%) the concentration of HCl in the vent is

close to 0.1 /55 or 1820 ppm. For lower pH, this

concentration is higher. The OP-FTIR measurements

provide smaller HCl concentration at the CS vent.

Close to the vent, a rapid dissolution of HCl in water

droplets may be responsible for the lower measured

HCl concentration. This conclusion is related to mea-

surements on gas condensates sampled between 1998

and 2003 at the South Crater. Gases were collected

directly from the vent in a refrigerated vessel and

analyzed by ion chromatography (G. Hammouya, N.

Jendrzejewski and P. Agrinier, personal communica-

tion). The results show high values and temporal varia-

tions in chlorine concentrations which range between

16 and 1340 mmol l1 (or 0.03–2.4 104 ppmv). The

highest value had been measured in May 2001, with a

pH=0.25.

Important dissolution in water droplets at the CS

vent exit seems to be the main mechanism responsible

for the small HCl concentrations measured in the

plume, even at 15 m from the vent. Close to 100 8C,the HCl solubility in water is about 15 mol l1. The

high contents of HCl in water droplets contained in the

plume is later responsible for the complete destruction

of the vegetation even at 200 m from the vent below the

plume region. Free HCl molecules also attack the

plants. Moreover a boiling pond of extremely acid

water (pH is between 1 and 1) at the summit acts

as a trap of acid volatiles.

Further, between 15 and 140 m from the vent, the

high air humidity and the mixing of the plume with

ambient air may be responsible for the small HCl decay

observed on OP-FTIR measurements.

An explanation for high Cl in volcanic fumaroles

without eruption could be assimilation and volatiliza-

tion of a shallow seawater source of chlorine. Symonds

et al. (1990, 1992) explain that Cl-rich gases observed

at Mount St. Augustine volcano (Alaska) in 1987, on

andesitic lava-dome and in post-eruptive fuming state,

is partly due to interaction between seawater and

magma at shallow depth (less than 3 km). Components

of both magmatic and seawater origin are also present

in Vulcano fumaroles (Chiodini et al., 1993). Isotopic

studies by N. Jendrzejewski (pers. comm.) show that a

strong increase of chlorine concentration measured in

May 2001 on condensates from La Soufriere is associ-

ated with an important increase in d37Cl. This is in-

compatible with direct seawater input to the volcanic

system at shallow depth.

In conclusion, spectroscopic remote measurements,

even if they only measure a small proportion of the total

emitted HCl, should detect any variation in fumarolic



emissions at La Soufriere. Regular OP-FTIR measure-

ments of HCl are therefore necessary at the summit.

4.1.2. SO2 and H2S

We observed that SO2 and H2S decrease with in-

creasing distance from the vent. Different processes are

proposed to explain such a behavior (Mori et al., 1995;

Symonds et al., 1994, 2001):

(1) Since we observed an important solid sulfur de-

posit around the CS vent, reactions between sul-

fur compounds of the plume can partly consume

the SO2 and H2S at the emission point:

2H2S+SO2Y3S+2H20.

(2) A part of SO2 and H2S are dissolved in liquid

droplets of the plume. The partition is complex

and depends upon factors such as temperature

and pH. However SO2 and H2S have relatively

low solubilities in water: 0.1 mol l1 at 100 8Cfor SO2 and a little less for H2S.

(3) Atmospheric oxidation of the sulfur components

can modify the plume composition. A great part

of H2S can be oxidised to give SO2 whereas SO2

can be converted to sulfuric acid, H2SO4, by

oxidation processes. The solubility of H2SO4(g)

in water is very high. Consequently dissolution in

water is a possible process removing the sulfur

species from the plume, despite the low solubility

of SO2 and H2S.

(4) We measured the gases after their emission and

mixing with air. Important local winds, up to 40

km h1 during our study, can efficiently disperse

the gases. Then physical dilution of the plume in

ambient air may be another process responsible

for the lowering of SO2 and H2S concentrations

in the plume.

4.2. HCl /SO2 ratio at the South Crater vent

In order to discriminate the mechanisms responsible

for the degassing at La Soufriere, we tried to quantify

the HCl /SO2 ratios for each OP-FTIR spectrum. It was

not always possible due to the lack of net absorption

peaks for SO2. In Table 3 we give the average values of

such calculated ratios, (HCl /SO2)av, with their standard

deviation. We also give the ratio of average HCl to the

corresponding average SO2 for a given dataset, HClav /

SO2av. The two types of ratio are consistent.

(1) Near the CS vent, we try to give an estimate of

the Cl /S mass ratio. At 15 m from the vent we

measured 3 ppm of SO2 and 8 ppm of H2S with

LIII. We assume that the HCl /SO2 molar ratio is

the same for the three emission points of the vent.

With the OP-FTIR we measured a HCl /SO2

molar ratio of 40F7 (Table 3) from the CSS

emission point. Then we calculated a Cl /S

molar ratio40 SO2½

SO2½ þ H2S½ ¼ 11F2. This corresponds

to a Cl /S mass ratio of 9.4F1.7.

(2) At 140 m from the CS vent, the HCl /SO2 molar

ratio is 10F2. This value remained the same on

different days. From interpolation of the curves of

Fig. 6 we deduce a SO2 /H2S ratio near 2 at 140

m from the vent and calculate a Cl /S molar ratio10 SO2½

SO2½ þ H2S½ ¼ 3:5F0:7. This corresponds to a Cl /

S mass ratio of 2.8F0.6.

Due to the higher solubility of HCl compared to

those of SO2 and H2S, more HCl will partition into

liquid droplets of the plume. Preferential scavenging of

HCl in and near the vent will lead further to smaller Cl /

S ratios. The lower value obtained for Cl /S at 140 m

compared to 15 m from the vent is also in agreement

with the different rates of HCl and SO2 depletion due to

chemical reactions inside the plume and plume–atmo-

sphere interactions discussed above.

The Cl /S mass ratios we measured in the CS plume

at La Soufriere are high compared to other volcanoes

(Symonds et al., 1994, 1996; Mori et al., 1995; Ham-

mouya et al., 1998; Oppenheimer et al., 1998a,b,c).

High HCl /SO2 are generally associated with erup-

tive and post-eruptive phases (Symonds et al., 1994):

during the magma degassing, HCl concentration gener-

ally increases whereas SO2 decreases since the low

soluble SO2 exsolves prior from the magma. HCl /

SO2 is generally lower than 1 in a pre-eruptive phase

and increases when the magma moves toward the sur-

face and degasses. Compared to other magma types,

andesite–dacite magma of subduction zone are gener-

ally associated with volcanic gases rich in water vapor

and chlorine. Cl /S is higher (from 0.03 to 10) in

samples from convergent-plate volcanoes than in sam-

ples from divergent-plate and hot-spot volcanoes (0.006

to 0.05; Symonds et al., 1994).

4.3. Origin of present degassing at La Soufriere

Silicic magmas erupt in a wide range of styles and

there is no simple general model for andesite volcano

degassing (Symonds et al., 1994; Sparks, 1997; Web-

ster et al., 1999; Villemant and Boudon, 1999; Francis

et al., 2000; Edmonds et al., 2001; Straub and Layne,

2003; Villemant et al., 2003a; Manning, 2004; Wal-

lace, 2005). Dissolved volatiles species may reach



saturation in a magma in response to pressure decrease

(magma ascent) or to variation of the melt composition

due to crystallization. When saturation is reached, the

fluid phase may exsolve. Composition and fluxes of

emitted gases can be influenced by various processes

such as deep versus shallow exsolution, second boil-

ing, infiltration of sea or meteoric water, or fluid–rock

interactions.

4.3.1. Comparison to degassing processes associated to

four selected volcanoes

To better understand the origin of the present degas-

sing at La Soufriere, we report in this section conclu-

sions on degassing processes in four selected volcanoes

two of which presenting high Cl /S ratios. These studies

generally combine several data types: remote or direct

measurements of volcanic gas compositions and vola-

tile contents of melt (glass) inclusions representative of

non-erupted magma.

4.3.1.1. Soufriere Hills, Montserrat. We paid special

attention to gas studies and OP-FTIR results obtained

on Soufriere Hills volcano, Montserrat (Chiodini et al.,

1996; Hammouya et al., 1998; Oppenheimer et al.,

1998a,c,d; Edmonds et al., 2001, 2002) since this vol-

cano is located in the same subduction area as La

Soufriere. Prior to 1995, Soufriere Hills maintained an

intense hydrothermal activity but there was no mani-

festation inside the summit crater before July–August

1995. Chiodoni et al. (1996) and Hammouya et al.

(1998) study the gas discharged from the four main

fumaroles around Soufriere Hills before 1995 eruption.

The gas temperatures were low, below 100 8C. Chem-

ical compositions of the fumarolic vapors show no HCl,

HF and SO2, which suggests their hydrothermal origin.

It is only in February 1996 that Hammouya et al. (1998)

have detected HCl (16.7%) and SO2 (3.8%) in high

temperature (720 8C) gas samples collected on an in-

candescent vent of the lava dome. In the literature, we

found no reference to these dangerous measurements.

The sampling was carried out on a lava dome that had

been growing since September 1995 and undergoing

periodic landslides. They derived a HCl /Stot molecular

ratio of about 4.4. This high ratio was confirmed by

Oppenheimer et al. (1998c) by OP-FTIR measurements

in July–August 1996 (HCl /SO2z10). Hammouya et

al. (1998) underlined that high Cl /S is a rare feature

only encountered in a few arc volcanoes in post erup-

tive phase as Showa–Shinzan, Japan (Symonds et al.,

1996). Changes in HCl /SO2 ratios rapidly occur in the

plume and they have been used to predict the eruption

evolution at Soufriere Hills.

Edmonds et al. (2001) show that the chlorine is

derived from the andesitic magma and degasses during

the magma uprise. Smaller chlorine contents of the

matrix glasses (100–2400 ppm) compared to melt inclu-

sions (3500–4500 ppm) result from fractional crystalli-

zation combined with the partitioning of Cl into a

water-rich fluid phase (with a fluid–melt partition co-

efficient very high, ~50). Sulfur source was not andesite

but a mafic magma that intruded into the andesite

magma chamber to trigger eruption. This mafic intru-

sion recharged the sulfur contents of the shallow vol-

canic system. They concluded that high SO2 and HCl

fluxes with HCl /SO2 molar ratio of 1 to 12 are asso-

ciated with effusive dome-building episodes (in an open

degassing regime).

4.3.1.2. Showa Shinzan dome, Usu, Japan. Symonds

et al. (1996) studied an increasing Cl /S (from 1 to 6)

due to a sudden increase of HCl in high temperature

(N500 8C) gas emissions from Showa Shinzan dome

(Usu, Japan), between 1954 and 1964. This dome

formed several years before, during the 1943–1945

eruption of Usu volcano (Japan). Since this period the

dome kept degassing. Symonds et al. (1996) explained

the Cl /S increase as the result of a dsecond boilingT ofthe magma in which Cl was preferentially exsolved

from a residual melt already depleted in S. Volatiles

exsolution is typically categorized as either first or

second boiling or some combination of both (Symonds

et al., 1996; Webster et al., 1999). The first boiling

corresponds to a degassing related to the magma ascent

through shallow crustal depths, the degassing being due

to the solubility reduction of the volatiles with decreas-

ing pressure. This effect is important for H2O and CO2

that present high degassing in first boiling, but is neg-

ligible for chlorine. Second boiling results from increas-

ing abundance of volatiles in residual melt driven by a

reduction in temperature and/or enhanced crystalliza-

tion. Crystallization causes water exsolution, which

causes loss of chlorine from the melt (Webster et al.,

1999; Villemant and Boudon, 1998, 1999; Edmonds et

al., 2001; Webster and De Vivo, 2002; Villemant et al.,

2003a,b).

4.3.1.3. Redoubt, Alaska. In the 1989–1990 eruption,

this volcano presented extremely high SO2 /HCl ratio

despite relatively high Cl concentrations in both phe-

nocryst and matrix glasses. Gerlach et al. (1994) con-

cluded that the very low measured HCl concentrations

in the plume were due to selective scavenging by water

vapor. Scrubbing can efficiently trap volcanic gases and

mask magmatic degassing (Symonds et al., 2001). They



also show, through melt inclusion analyses, evidence of

pre-eruptive accumulation of magmatic vapour at 6–10

km depth.

4.3.1.4. Etna, Sicily. Allard et al. (2005) provided a

detailed record of the chemical evolution of magmatic

gas during and after a powerful lava fountain on Mount

Etna (Sicily). Etnean gases arise from exceptionally

water-rich basalts. The CO2 /S and S /Cl ratio evolved

from very high value during lava fountain to 2 to 4

times lower values after the paroxysmal phase. They

argued than syn-eruptive bulk magma degassing is

improbable and concluded that lava fountains were

most probably driven by the separate ascent of a gas

layer previously accumulated at moderate depth, rich in

S and CO2. CO2 exsolves earlier than S, and S prior to

Cl. Low S/Cl is associated to degassing of the cooling

magma and earlier exhaustion of S relative to Cl.

4.3.2. Tentative explanation of La Soufriere degassing

These examples lead us to a tentative explanation

of the new degassing at the summit vents since 1992

and the sudden appearance of HCl in 1998 at La

Soufriere.

The behavior at Soufriere Hills with a deep versus

shallow gas exsolution associated with magma uprising

movements seems unlikely at La Soufriere of Guade-

loupe since we are out of eruption, with no large scale

deformation and no seismicity at depth till now.

Even a slow dome cooling model is not adapted to

describe La Soufriere behavior, as Usu La Soufriere

should undergo a secondary degassing since 1992,

possibly induced by a notable modification in magma

composition due to crystallization. Residual volatile

species dissolved in the magma may have reached

saturation in response to variation of the melt compo-

sition, and exsolve. Then, Cl-rich gases at La Soufriere

is due to the degassing of a magma depleted in S.

During the 1976–1977 phreatic eruption, higher H2S

and SO2 emissions had been observed and isotopic

analyses suggested the occurrence of magmatic gas

emissions. Using the results of Hirn and Michel

(1979) who studied the seismicity during this crisis,

Feuillard et al. (1983) located the origin of those mag-

matic gases at the top of the magma chamber, near 6 km

at depth (Vincent et al., 1979). They interpreted the

1976–1977 crisis as a dstill-bornT magmatic eruption.

Then, Vincent (1994) suggested a second boiling as a

possible evolution for La Soufriere. The second boiling

hypothesis implies the presence of large volumes of gas

under pressure in the magmatic chamber. This would

constitute a great hazard. This trapped gas phase may

contain much HCl since a great part of SO2 (and H2S)

has already left the magma chamber.

Etna and Redoubt volcanoes also show evidence that

gases can dissolve from an un-erupted magma (non-

syn-eruptive degassing) and form a separate fluid in

magma chamber which could be emitted during co-

eruptive or fumaroles (steady degassing) activity. Mod-

ifications inside La Soufriere hydrothermal system

should make easier the uprise of these gases towards

the surface. This second hypothesis does not imply

notable modification in the magma degassing state. At

La Soufriere, an increase of fumarolic and seismic (Fig.

7) activity began in 1992. Unpublished data on isotopic

measurements on Cl in La Soufriere condensates by N.

Jendrzejewski (pers. comm.) suggest the magmatic or-

igin of the South Crater gas emissions. Villemant et al.

(2003b) considered data on long-term chemical moni-

toring of fumaroles at La Soufriere and hydrothermal

springs associated with the volcanic structure, obtained

using direct sampling methods over the 1970–1992

period. They analyzed them in term of periodic injection

of HCl- and HBr-rich gases from a degassing shallow

magma body. Temporal study of four hot springs shows

an increasing tendency in their d37Cl (Jendrzejewski andAgrinier, pers. comm.) and suggests an increasing in-

fluence of volcanic gas components in the system.

An increase of the stress in the summit area may

even have opened small fractures along the central axis

of the volcanic system and then facilitated the uprising

of volatiles trapped in the magma chamber. Self Poten-

tial measurements at La Soufriere in 1992 and 1998

(Zlotnicki et al., 1994) indicate a progressive sealing of

the hydrothermal system in its peripheral zones and a

migration of fluid transfer area toward the central part

of the volcano, in agreement with the preferential

degassing observed at the summit since 1992. More-

over, this sealing may limit interactions between the

released magmatic gases and the hydrothermal fluids,

and scavenging effects.

Other origins for La Soufriere Cl-rich gases are also

possible like a high original abundance of chlorine

relative to sulfur in La Soufriere magma. Seawater

trapped in subducted oceanic crust provides a source

of water and chlorine enrichment in parent magma for

convergent-plate volcanoes which present high pre-

eruptive H2O and Cl contents (Allard, 1983; Symonds

et al., 1994; Webster et al., 1999; Manning, 2004).

Chlorine contents of dacitic to rhyolitic melt inclusions

in arc volcanic rocks vary from 900 to 2200 ppm

(Wallace, 2005). Very high values in volcanic products

from Somma–Vesuvius (up to 8000 ppm) suggest that,

Cl-enriched mafic magmas can be saturated with respect



to an hydrosaline liquid (Cl-rich aqueous brine phase) at

shallow crustal conditions (Signorelli and Carroll, 2000;

Webster and De Vivo, 2002; Webster, 2004).

If La Soufriere magma is particularly rich in Cl, it

may be saturated with a Cl-rich aqueous phase. Esti-

mation on pre-eruptive Cl contents from La Soufriere

volcanic clasts are necessary to conclude. Presently, no

published data are available. However initial melt con-

centrations estimated at Mount Pelee, Martinique, for

the 650 y. B.P. eruption (P1) (H2O 5.5% and Cl~2100

ppm) (Villemant and Boudon, 1999) and at Soufriere

Hills (H2O 4–5% and Cl~3400 ppm) (Devine et al.,

1998; Edmonds et al., 2001) suggest relatively Cl-rich

magma in the Lesser Antilles arc. These two volcanoes

are located in the same subduction zone as La Sou-

friere. Villemant and Boudon (1999) pointed that such

Cl contents are close to the upper Cl solubility limit at

magma storage conditions (200 MPa and 900 8C) in

H2O-saturated aluminious rhyolitic melts (c2500

ppm). They calculated Cl partition coefficient between

aqueous fluids and rhyolitic melts and show that stron-

ger values correspond to an open system degassing

model with simultaneous melt crystallization.

An other interpretation of La Soufriere emissions

should be an enhanced vaporization of Cl-rich aquifers

since 1998 due to the gradual sealing of the system and

enhanced confinement of the gas flow through the main

active vent (CS). The appearance of HCl was too sudden

to support such hypothesis, moreover no enrichment in

HCl has been observed in the sources near the dome.

5. Conclusion

This study presents the successful measurement of

the plume composition of La Soufriere of Guadeloupe,

despite the difficult meteorological conditions, using

active remote sensing OP-FTIR measurements. These

first OP-FTIR measurements of La Soufriere out of

eruption confirm the presence of volcanic HCl gas in

relatively high concentrations in the plume: 60 to 300

ppmv m or a concentration of 2.4 to 12 ppmv with an

estimated plume width of 25 m. They confirm the high

acidity of the South Crater plume estimated from pH

measurements. This pH is presently lower than 1,

which means 2000 ppm of HCl gas at the vent. The

fast dissolution in water droplets of the plume at low

temperature reduces the gaseous HCl measured by OP-

FTIR. Combined Lancom III analyses showed that the

Cl /Stot mass ratios are high: from 9.4F1.7 at 15 m

from the vent to 2.8F0.6 at 140 m. Comparison with

other volcanoes located in subduction zones and pre-

senting high Cl /S ratios allows us to propose different

hypothesis on the origin and acidity of La Soufriere

present degassing. A second boiling of a Cl-rich magma

at shallow depth and enhanced transfer of volcanic

gases versus the surface are consistent with the data

presented in this study. The enrichment in HCl of the

emitted gas since 1998 should correspond to a later

exsolution of HCl compared to SO2 firstly emitted from

magma. An original Cl-rich magma can also contribute

to the measured high Cl contents. The seismic reacti-

Fig. 7. La Soufriere volcanic seismicity from 1955 to 2003.



vation in 1992 may have opened fractures and facili-

tated the uprising of gases to the summit.

Presently, detailed isotopic analyses of La Soufriere

gases and chemical analyses of melt inclusions are

necessary to validate or not the proposed interpretative

models.

The presence of HCl and its possible magmatic

origin imply volcanic hazards. More OP-FTIR measure-

ments at regular intervals should be carried out in order

to observe an evolution of the plumes and particularly of

HCl concentrations at La Soufriere. Since magmatic

CO2 is less sensitive to H2O vapor phase, hydrothermal

system and air interactions, CO2 may be a useful indi-

cator of magma degassing (Symonds et al., 1994; Fran-

cis et al., 2000). Special effort will be done in the future

to also monitor magmatic CO2 with OP-FTIR. Such

data could be compared to other parameters, deforma-

tion and seismicity, to better understand the behavior

and predict possible future evolution of this volcano.

Acknowledgements

This work is supported by the European Regional

Development Funds (ERDF/FEDER) (Measures A31-

11), the Guadeloupe regional council and the French

government. The project had been initiated by Jean

Christophe Komorovsky (IPGP). We would like to

thank Peter Zemek from MIDAC Corporation (Irvine,

USA) for the OP-FTIR installation in 2003; Andre

Roussas and Bernard Dudon (UAG) for technical sup-

port during the field campaigns; Nathalie Jendrzejewski

and Pierre Agrinier (IPGP) for the helpful discussion on

the magmatic origin of the chlorine.

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B.6 Feuillet et al., JGR, soumis

Feuillet, N., F. Beauducel, P. Tapponnier. Tectonic context of moderate tolarge historical earthquakes in the Lesser Antilles and mechanical couplingwith volcanoes. Paper submitted for publication in J. Geophys. Res., 2010b.

Cet article est la seconde partie d’un autre article complémentaire, écrit etsoumis au même moment, et axé sur le séisme des Saintes [Feuillet et al., 2010a].

Nouvelles données :– enregistrement crise sismique à la Soufrière 1974.

Aspects méthodologiques :– analyse critique des localisations/magnitudes de séismes historiques ;– calcul de contraintes d’influence séismes/volcans.

Résultats scientifiques :– mise en évidence de corrélations entre séismes majeurs et éruptions auxPetites Antilles ;

– synthèse des séismes crustaux historiques sur le système de failles en éche-lon.

JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. ???, XXXX, DOI:10.1029/,

Tectonic context of moderate to large historical earthquakes in

the Lesser Antilles and mechanical coupling with volcanoes

Nathalie FeuilletInstitut de physique du globe de Paris, UMR 7154 CNRS, Sorbonne Paris Cite, France

Francois BeauducelInstitut de physique du globe de Paris, UMR 7154 CNRS, Sorbonne Paris Cite, France

Paul TapponnierEarth Observatory of Singapore, Nanyang Technological University, Singapore

Abstract. The oblique convergence between North-American and Caribbean plates isaccommodated in a bookshelf faulting manner by active, oblique-normal faults in thenorthern part of the Lesser Antilles arc. In the last twenty years, two M > 6 earth-quakes occurred along a large, arc parallel, en echelon fault system, the March 16, 1985in Redonda and November 21, 2004 in Les Saintes. A better understanding of active fault-ing in this region permit us to review the location and magnitude of historical earth-quakes by using a regional seismic attenuation law. Several others moderate earthquakesmay have occurred along the en echelon faults system implying a strong seismic hazardalong the arc. These faults control the e!usion of volcanic products and some earthquakesseem to be correlated in time with volcanic unrest. Shallow earthquakes on intraplatefaults induced normal stress and pressure changes around neighboring volcano and mayhave trigger volcanic activity. The Redonda earthquake could have initiated the 1995 erup-tion of Montserrat’s Soufriere Hills by compressing its plumbing system. Conversely pres-sure changes under the volcano increase Coulomb stress changes and brought some faultscloser to failure, promoting seismicity. We also discuss the magnitude of the largest Jan-uary 11, 1839 and February 8, 1843 megathrust interplate earthquakes. We calculate thatthey have increased the stress on some overriding intraplate faults and the extensionalstrain beneath several volcanoes. This may explain an increase of volcanic and seismicactivity, in the second half of the 19th century culminating with the devastating, 1902Mount Pelee eruption.

1. Introduction

In the Lesser Antilles, the most important active faultswere identified and mapped o!shore and onshore, at severalscales, by combining high-resolution marine data and obser-vations and measurements in the field [Feuillet, 2000, 2002,2004, 2010; Leclerc, 2009]. In the northern part of the arc,they are normal or oblique and form two distinct sets (Figure1). Faults belonging to the first set bound arc-perpendiculargraben or half graben that disrupt the fore-arc reef plat-forms of Guadeloupe, Antigua-Barbuda, and St Martin-StBarthelemy. The second fault set is a large right-steppingen echelon system that appears to accommodate a transten-sionnal motion along the volcanic arc between Saba, thenorthernmost volcano, and Martinique. At plate scale, thearc-perpendicular fore-arc graben and inner-arc en echelonsystem are connected, forming a sinistral horsetail east of thetip of the left-lateral Puerto Rico fault zone that takes upthe trench-parallel component of convergence between theNorth-American and Caribbean plates west of the Anegadapassage (Figure 1 inset). Considering the new CaribbeanNorth American Euler vector of Lopez, [2006], the trenchparallel component of shear increases northwestwards withthe curvature of the northern Caribbean plate edge, from 4mm/yr in Martinique to 17 mm/yr in St Martin (Figure 1,

Copyright 2011 by the American Geophysical Union.0148-0227/11/$9.00

inset), suggesting a total of a few mm/yr across the entirefault system [Feuillet et al., 2010].

Few hundred earthquakes are recorded each year by thelocal seismic network in the Lesser Antilles arc and severaldamaging ones have occurred during the historical period.The intraplate faults are responsible for a part of the shal-low seismicity in the arc and imply a strong seismic hazardin addition to that related to large subduction earthquakes.Two M ! 6 earthquakes have occurred along the en echelonsystem in the last twenty years, on March 16, 1985 in Re-donda, close to Nevis, and on November 21, 2004 near LesSaintes in Guadeloupe. The November 21, 2004 earthquakeruptured a N140!E striking normal fault (Roseau fault) o!-shore between Dominica and Les Saintes identified as activefrom high-resolution bathymetric data a few years before[Feuillet et al., submitted, JGR; Bazin et al., 2010]. Sev-eral other large interplate and moderate intraplate earth-quakes were reported in the arc during the historical period.Information (epicenter location, distribution of intensities,damages) about these events is scattered in several reports,catalogs, and papers, some in French [Sainte-Claire Deville,1843; Perret, 1939; Robson, 1964; Dorel, 1981; Feuillard,1985; Bernard & Lambert, 1988; and Shepherd et al., 2002].We first collected and summarized all information availablefor the larger earthquakes reported in the Lesser Antilles.In the light of the improved tectonic understanding broughtby the study of active faulting mapping and most recentearthquakes in the Lesser Antilles arc, we discuss the originof these events. We then use a regional seismic attenuationlaw to verify or tentatively reassess, on the basis of reportedintensities, their magnitudes.

1

B.6. FEUILLET ET AL., JGR, SOUMIS 155

X - 2 FEUILLET ET AL.: STRESS TRANSFER IN THE LESSER ANTILLES

That the occurrence of the last 2004-2008 seismic se-quence of Les Saintes, close to the Soufriere volcano, mightpotentially increase volcanic hazard in Guadeloupe promptsus to investigate through statistical analyses and stress mod-els the correlation and two way mechanical coupling betweenearthquakes and volcanoes at several space and time scales.By modeling the Coulomb static stress changes induced byvolcanic processes, we seek to understand the distribution ofearly seismicity recorded at the beginning of Soufriere Hillsvolcano ongoing eruption in Montserrat.

2. Lesser Antilles damaging historical earthquakesand responsible faults

Figure 2 summarizes all information (location and inten-sities) about the Lesser Antilles significant earthquakes col-lected in several reports and papers [Sainte-Claire Deville,1843; Perret, 1939; Robson, 1964; Dorel, 1981; Feuillard,1985; Bernard & Lambert, 1988; and Shepherd et al., 2002]and shows the major active faults mapped in the arc [Feuil-let, 2000, 2002, 2004, 2010; Leclerc, 2009]. In the following,we discuss case by case the possible origin of these events.

2.1. April 16, 1690

The oldest large earthquake reported in the West Indiesoccurred on April 1690. It caused serious damages in An-tigua, St-Kitts and Nevis. There are conflicting reportsabout this event. Robson [1964] mentioned that a largeearthquake occurred on April 5 and was felt across the en-tire northern arc except in Grenadine, with intensities of IXin Antigua, St-Kitts, Nevis and Guadeloupe. Other earth-quakes were reportedly felt on April 10 [Perrey, 1847] andApril 16 [Feuillard, 1985]. Feuillard [1985] proposed that theearthquake felt in Guadeloupe occurred on the 16th, insteadof 5th or 10th, and that maximum intensities were VIII, in-stead of IX, in Antigua, St-Kitts and Nevis, and only VI inGuadeloupe where a large, damaging event was not men-tioned in local chronicles. Historical reports mentioned 3m-wide opened fissures in St-Kitts and several landslideson Nevis peak [Robson, 1964]. This earthquake probablytriggered a tsunami, since it was reported that the sea with-drew over a distance of 200 m in Charleston (western part ofNevis) and returned after two minutes. Overall, the intensi-ties and reported damages are in agreement with a shallowearthquake located between Nevis, Antigua and Montser-rat [Feuillard, 1985]. In this area, several active faults wereidentified in the bathymetry and seismic reflection profiles,they belongs to the en echelon fault system [Feuillet et al.,2004; Feuillet, 2010]. The April 1690 earthquake may haveruptured the fault set named Montserrat-Havers and Re-donda (Figure 1). In this case, the epicenter could havebeen closer to Montserrat and Nevis (black star on Figure2) than previously inferred by Feuillard [1985] (white staron Figure 2)

2.2. January 11, 1839

The January 11, 1839 earthquake destroyed the town ofFort Royal (Fort-de-France) killing several hundred people.The most important damages were reported in Martiniqueand a maximum intensity of VIII and IX was estimated byFeuillard [1985] and Robson [1964], respectively. The distri-bution of intensities in other islands (Figure 2b) are in agree-ment with an epicenter east of Martinique [Dorel, 1981] westof the subducting St Lucia Ridge, an area of sustained seis-mic activity with several earthquakes recorded daily (IPGPreports). The 1839 earthquake was probably a megathrustevent similar to that of February 8, 1843 described bellow.

2.3. February 8, 1843

“ This earthquake was considerably bigger than any otherthat has happened in this region in historical time ” [Shep-erd, 1992]. It destroyed the city of Pointe-a-Pitre and killedmore than 1500 people [Sainte-Claire Deville, 1843]. It was

associated with hydrological phenomena. Up to 1.5-m highmud fountains were observed across the whole Grande-Terreand along the eastern coast of Basse-Terre. New springs ap-peared, others dried up or flow rates significantly changed.The water level changed in some wells on Grande-Terre. Theearthquake also induced large cli! collapses along the east-ern coast of Guadeloupe and several landslides were reportedon volcanic domes. It was reported that the Pointe-a-Pitrewharfs subsided by 30 cm [Feuillard, 1985; Bernard & Lam-bert, 1988]. Small islands also subsided in the bay of Pointe-a-Pitre. By contrast, the eastern coast of Grande-Terre wasapparently uplifted by few tens of centimeters [Sainte-ClaireDeville, 1843; Bernard & Lambert, 1988]. The earthquakewas followed by a large number of aftershocks felt in Guade-loupe with intensities ranging between III and VII. Most ofthem occurred in the first eight months following the mainshock [Sainte-Claire Deville, 1843], the largest one (inten-sity VII) on May 11, 1843. The February 8, 1843 earth-quake was probably a megathrust earthquake, rupturing thedeeper part of the North-America/Caribbean plate interfacebetween Grande-Terre and Antigua. They are conflictingreports concerning this event. Robson [1964] and Shepherd[1992] estimated intensities of IX in a large part of the arcbetween Dominica and Nevis implying a 300-km long faultsegment and a magnitude of 8 to 8.5. Following [Bernard &Lambert, 1988], no significant tsunami was promoted by the1843 earthquake, whereas Sheperd [1992] mentioned severalobservations of tsunami reported in Antigua and Nevis. Onthe basis of chronicles and particularly the detailed reportsof the geologist Sainte-Claire Deville[1843], Bernard & Lam-bert [1988] re-evaluated the intensities in all islands of theGuadeloupe archipelago. They inferred that the earthquakereached the intensity IX only in some parts of Guadeloupe(Grande-Terre and northern Basse-Terre) and Antigua andestimated a magnitude of 7.5 to 8. We reported all availableintensities in Table 1.

2.4. May 16, 1851

A few years later, the May 16, 1851 struck the Guade-loupe archipelago with a maximum intensity of VII in south-ern Basse-Terre (Figure 2d). Following Feuillard [1985] andBernard and Lambert [1988], the epicentral area was locatedo!shore at shallow depth between Marie-Galante and Basse-Terre. In this area the seafloor is cut by the several tenskilometers long E-W striking Morne-Piton normal fault sys-tem (MPF) that crosscuts the islands of Basse-Terre andMarie-Galante [Feuillet, 2000; Feuillet et al., 2004a]. Thisevent probably ruptured a segment of the Morne-Piton faultsystem between the two islands (Figure 1).

2.5. April 29, 1897

The April 29, 1897 earthquake was felt with a maximumintensity of VIII in Guadeloupe (Figure 2e). It caused seri-ous damage in Pointe-a-Pitre, killing four people. It was fol-lowed by a second, somewhat smaller event on May 20, 1897.Unlike Bernard and Lambert [1988] who located the April29, 1897 earthquake just west of Pointe-a-Pitre and calcu-lated a magnitude 5.5 for this event, Feuillard [1985] inferreda hypocenter between Basse-Terre and Montserrat and amagnitude 7. The epicenter proposed by Bernard and Lam-bert [1988] would be in agreement with a rupture along theE-W striking Gosier normal fault (GSF) that crosscuts thesouthern shore of Grande-Terre and the Pointe-a-Pitre Town[Feuillet et al., 2002]. The epicenter proposed by Feuillard


FEUILLET ET AL.: STRESS TRANSFER IN THE LESSER ANTILLES X - 3

[1985] rather suggests a rupture along the southern part ofthe Bouillante-Montserrat fault segments (BMFS) betweenthe 1690/1985 and 2004 earthquakes.

2.6. November 10, 1935

The M = 6.2, November 10, 1935 earthquake occurrednear Montserrat (16.7!N; 62.5!W, [Gutenberg and Richter,1954]). It was felt with intensities of VIII in Montserrat,VI in Antigua, IV in St-Kitts [Robson, 1964] and III inMartinique [Feuillard, 1985] (see Figure 2f). A hypocen-tral depth of 100 km as proposed by Gutenberg and Richter[1954] suggests an intermediate intraplate earthquake in theNorth-American slab. A depth of 150 km would be howevermore compatible with the slab geometry beneath Montser-rat [Feuillet et al., 2002]. This event could have been muchmore shallow and may have occurred along the NW-SE strik-ing north dipping Montserrat-Havers fault system (MHFS)identified and mapped north-east of Montserrat [Feuillet etal., 2010]. In this case, the epicenter (black star on Figure2) would have been located few kilometers northeastwardsthan previously proposed by Gutenberg and Richter [1954](white star on Figure 2). In the next section, we discuss thishypothesis on the basis of regional attenuation models.

2.7. December 29, 1950 and November 2, 1961

Between December 27, 1950 and May 1951, the islandsof Nevis and St Kitts were struck by a series of earthquakeswith two severe shocks on December 29 and 31. More than150 earthquakes occurred in January 1951 and minor re-newals of activity occurred in March and May 1951 [Will-more, 1952]. The December 29, 1950 shock was felt with aintensity of VIII in Nevis, VI in St Kitts (Basse-Terre) andIII to V in Antigua [Willmore, 1952]. Tens years later, an-other series of strong shocks occurred west of St-Kitts andNevis. The strongest earthquake occurred on November 2,1961 and was felt with an intensity of VI-VII in Nevis, V-VIin St Kitts [Robson et al., 1962] and II in Guadeloupe [Feuil-lard, 1985]. The hypocentral location (17.21!N; 62.68!W,10 km depth, black star on Figure 2) was given by Robson[1964]. Di!erent magnitudes were proposed for the Novem-ber 2, 1961 event (4.2 [Sykes and Ewing, 1965], 6.3 [Robsonet al., 1962]). The hypocentral position of the December29, 1950 earthquake (17.0!N; 62.5!W, depth 100 km) wasgiven by USGS [Robson, 1964] but is not consistent with theintensities reported by Willmore [1952] in Nevis. Willmore[1952] and Robson et al. [1962] inferred a position at shallowdepth west or southwest of Nevis.

Recent high resolution marine data of the GWADASEISMarch 2009 cruise (R/V le Suroıt, IFREMER, Beck et al.,2009, Leclerc, 2009; Feuillet et al., 2010) showed that in thearea of the epicenters, the south-western border of the Nevis-St Kitts insular shelf is cross-cuts by several NW-SE activefaults (Nevis-St Kitts fault system, SK-NFS) that belongto the large arc parallel right-stepping en echelon fault sys-tem (Figures 1, 2). The December 1950 and November 1961earthquake sequence probably occurred along these faults.

2.8. October 8, 1974

The October 8, 1974 (Ms ranging between 7.1 and 7.6)struck the northern part of the arc with intensities VIII inAntigua and Barbuda, VI in Guadeloupe and III in Mar-tinique [Feuillard, 1985] (Figure 2h). The aftershock distri-bution and the focal mechanism are compatible with a rup-ture in the overriding Caribbean plate on a N70!E-striking,south-eastern dipping normal fault plane [McCann et al.,1982]. This earthquake occurred at 30 km-depth beneaththe shallow Barbuda-Antigua insular shelve where no high-resolution marine data was acquired. Thus, active faultswere not identified in this area but the 1974 ruptured plane

probably belongs to the arc-perpendicular ENE striking nor-mal fault system well identified and mapped northeast ofGuadeloupe [Feuillet et al., 2002] (Figure 1).

2.9. March 16, 1985 and November 21, 2004

Together with the 150 km-deep, Mw = 7.4, November 29,2007 intermediate earthquake in the north of Martinique[Bazin et al., 2008], the March 16, 1985 (Mw = 6.3) andNovember 21, 2004 (Mw = 6.3) earthquakes, fully describedin Feuillet et al. (submitted to JGR), are the largest eventsrecorded in the arc in the last twenty-five years (Figures 2iand j). These two events are intraplate events that rupturedfaults of the inner system parallel to the arc. The 1985 earth-quake was felt with an intensity of VI in Nevis and Montser-rat, V in St Kitts, IV-V in Guadeloupe, IV in St Barthelemy,III in St Martin and II in Martinique [Feuillard, 1985] (Fig-ure 2i). The damage was greater in Pointe-a-Pitre (intensityVI), probably due a local site e!ect in swampy areas. Thefocal mechanism and the aftershock distribution are com-patible with a rupture on a NW-SE-striking strike-slip faultplane near Redonda [Girardin et al., 1991]. The 2004 earth-quakes ruptured a N140!E-striking fault plane between LesSaintes and Dominica [Feuillet et al., Submitted JGR, Bazinet al., 2010] and was felt with a maximum intensity of VIIIin Les Saintes (Figure 2j).

The intensities determined by the inquiries of Cara et al.[2005] for the November 21, 2004 event, range between IVand VIII in Guadeloupe, and IV in Martinique (Figure 2j).

3. Earthquake magnitude through regionalattenuation law for seismic intensities

A regional attenuation law for seismic intensities (see Ap-pendix) gave us the opportunity to verify or reassess themagnitude of the Lesser Antilles significant historical earth-quakes from observed intensities. We reported in Table 2the location of earthquake epicenters used in our calcula-tions. When unknown, we inferred a depth of 15 km forintraplate earthquakes. We verified that the results do notchange significantly by using shallower depths. Modeled iso-seismal maps for each earthquake are presented in Figure 3.

By considering that the April 1690 earthquake occurredbetween Antigua, St Kitts and Nevis, where the largest in-tensities were reported, along the Montserrat-Havers andRedonda fault system, we calculated that a M " 7 shallowhypocenter as proposed by Feuillard [1985] is in good agree-ment with all reported intensities within uncertainties. Inthis case, following the Wells and Coppersmith [1994] rela-tionship between rupture length and magnitude, the 1690earthquake would have broken a 50 km-long fault segment(Dashed area in Figure 2a).

For the largest earthquakes of 1839 and 1843, our modelstend to show that the magnitudes were underestimate. Allintensities available in the literature are reported on Figure4. We showed that a magnitude of 8 instead of M " 7.5 asproposed by Feuillard [1985] is in better agreement with thereported intensities for the January 11, 1839 earthquake (seeFigures 3b and 4a). For the February 1843 earthquake, theB3 law predicts that a magnitude more than 8 with a meanvalue of 8.5 account well for most of the reported intensitiesincluding those re-evaluated by Bernard and Lambert [1988](Figures 3c and 4b) in agreement with the magnitude es-timated by Robson [1964] and Sheperd [1992]. One mightnotice that maximum intensities reported for the numerousM > 8.5 megathrust earthquakes since 2004 in Sumatra,Chile and Japan have reached VIII and locally IX (USGSdata on http://earthquake.usgs.gov) whereas smaller M < 8earthquakes were rather felt with maximum intensities ofVII-VIII (in the closest areas, above the rupture). It seems



unlikely that the 1843 earthquake was smaller than magni-tude 8 since intensities of IX and perhaps X [Sheperd, 1992]were reported on several islands.

By considering a rupture along the Morne-Piton fault sys-tem, the B3 simulation predicts a magnitude 6 earthquakefor the May 16, 1851 earthquake within the uncertainty of1 degree of MSK scale (Figure 3d) implying a 10 km-longrupture along the Morne-Piton fault system (Figure 2d)

An epicenter northwest of Deshaies as proposed by Feuil-lard [1985] along the Bouillante-Montserrat faults, for theApril 29, 1897 earthquake albeit with a smaller magnitudethat he estimated (6.5), would fit all reported macroseis-mic intensities for this event (Figure 3f). Using Bernardand Lambert ’s [1988] hypothesis, a magnitude of 6, ratherthan 5.5, would be more suitable with intensities observedin Guadeloupe, but would imply a maximum intensity of II-III in Nevis (see Figure 3e), inconsistent with that reported(V). Such magnitudes would be compatible with ruptureslonger than 10km on Bouillante-Montserrat or Gosier faults(dashed areas in Figure 2e)

For the magnitude 6.2, November 10, 1935 earthquake,B3 simulation are incompatible with a hypocentral depth of100 km as proposed by Gutenberg and Richter [1954], pro-ducing maximum intensity of only IV-V in Montserrat, andIII-IV in Antigua. By considering that the earthquake wassuperficial and occurred along the Montserrat-Havers faultsystem, we have shifted the epicenter by hand by a few kilo-metres, towards the North-East, along the fault zone. Byusing these new position and a crustal depth of 15 km, theB3 simulations fit much better, with intensities reported inMontserrat (VII-VIII), Antigua (V-VI), and St-Kitts (seeFigure 3g).

Shallow epicenters along the en echelon system, close toNevis, and magnitude 6 and 5.5 for the 1950 and 1961 earth-quakes respectively agree well with the reported intensitiesin Nevis, St Kitts, Guadeloupe and Antigua (Figure 3h andi). We verified that a depth of 100 km for the December29th, 1950 as proposed by Robson [1964] is not compatiblewith the reported intensities.

Simulated intensities for the March 16, 1985 earthquakeagree well with observations (Figure 3k), except in Pointe-a-Pitre (IV-V instead of VI).

4. Time correlations between earthquakesand volcanic unrest

There is a clear spatial correlation between the intraplatefaults and volcanoes in the Lesser Antilles arc [Feuillet, 2000;Feuillet et al., 2010] (Figures 1). Several volcanic complexesand hot springs sets, between Nevis and Martinique, areelongated in a N130 ± 20!E direction, roughly parallel tofault segments of the large trench-parallel en echelon sys-tem [Feuillet et al., 2002, 2004a]. Some edifices (Soufriereof Guadeloupe and Montserrat) lie at the intersection be-tween the latter faults and the western tips of the arc-perpendicular graben. Given the collocation of active andrecent volcanic vents and faults, it appears that faulting andvolcanism are organically connected and likely interact.

Time correlations between earthquakes and volcaniceruptions have been observed worldwide. In Chile, The Cor-don Caulle volcano erupted two days after the May 22, 1960M = 9.5 Chile earthquake. Barrientos [1994] and Watt etal. [2009] have shown that M > 8.0 earthquakes, particu-larly those of 1906 and 1960 were followed by a significantincrease in eruption rate along the Chilean subduction zone.In Sumatra, the Talang volcano erupted a few days after theMarch 28, 2005 M = 8.7 earthquake [Walter and Amelung,2007]. Mount Pinatubo erupted in 1991, a few months afterthe Ms = 7.8 Luzon earthquake [Bautista et al., 1996].

Interaction between the two phenomena are however notwell understood. Several triggering mechanisms are pro-posed in the literature (e.g. [Brodsky et al., 1998; Nostro etal., 1998; Linde and Sacks, 1998; Hill et al., 2002; Marzocchi,2002; Walter and Amelung, 2007] and references therein).All appealed static or dynamic stress changes. Coseismicslip-induced static stress changes are permanent over sev-eral years and decay rapidly with distance to fault. Theymay precipitate unrest or eruptions within few days, monthsand perhaps years at neighboring volcanoes [Nostro et al.,1998; Watt et al., 2009]. Postseimic viscoelastic relaxationmay induce stress perturbations over several decades andaccount for longer time scale interactions [Marzocchi et al.,2002], whereas transient coseismic dynamic stress changesdue to seismic waves propagation may trigger eruptions inthe far field [Linde and Sacks, 1998; Brodsky et al., 1998;Manga et Brodsky, 2006].

To investigate time correlations between earthquakes andvolcanic unrest in the Lesser Antilles, we selected in the his-torical catalogs all M ! 6 earthquakes felt with intensitiesranging from VI to IX, strong enough to have induced sig-nificant stress perturbation beneath volcanoes. This corre-sponds to 26 events. We considered as a volcanic event anyisolated (not followed by an eruption within one year) sig-nificant seismic swarm (with felt events only), phreatic ormagmatic eruptions. This corresponds to 44 volcanic events(about 0.12 eruption/year). Figure 5 shows the cumulativenumber of earthquakes and volcanic events. Inferring thatthe long-term seismicity and eruption rates were constantover historical period, our record is approximately completeafter 1800. Figure 5 shows a striking correlation between thetwo phenomena at the scale of the arc. Both curves revealtwo concomitant increases in seismicity and eruption ratesfrom the mid-19th century until the beginning of the 20th

century.All eruptions and earthquakes are reported on Figure

6. We first looked at time correlations between neighbor-ing earthquakes and volcanoes and then we made statisticalanalysis at the scale of the arc to discuss the link betweenvolcanoes and larger interplates earthquakes.

4.1. Soufriere of Guadeloupe

In Guadeloupe, the last large magmatic eruption, whichled to the emplacement of the Soufriere dome, occurred in1530 AD [Boudon et al., 2008], before the first European set-tlement. A small phreatic eruption reported in 1690 mightbe interpreted to have followed the April, 1690 earthquake[Komorowski et al., 2005]. But there was no report of vol-canic or geothermal activity at La Soufriere [Sainte-ClaireDeville, 1843] after the February 8th, 1843 earthquake.

By contrast, the large, July 1976 - March 1977 phreaticeruption of the Soufriere occurred less than two years afterthe magnitude 7.4, October 8, 1974, a few tens of kilome-ter farther north. That event had an immediate e!ect onthe volcano. The earthquake occurred at 09:50 AM anda seismovolcanic swarm started under it about 25 minuteslater [Feuillard, 1985; and IPGP reports]. Several tens ofearthquakes were recorded by the seismic network (Figure7). The seismic activity returned in few hours to a normallevel, but increased again in November 1975 with more than200 events recorded during the month, most of them hav-ing occurred on November 25, 26 and 27. Only few tensto hundred earthquakes per month occurred between De-cember 1975 and beginning of march 1976, but five daysafter a moderate event (Mw = 5.7) on March 10, 1976, eastof Grande-Terre (Figure 1), the number of earthquakes in-creased again, with more than 600 shocks recorded in the fol-lowing weeks, 22 felt by the population. Between April andJune, few days before the beginning of the Soufriere phreaticeruption on July 8, 1976, more that 600 earthquakes were



recorded per month [Beauducel and Besson, 2008]. The Oc-tober 8, 1974 earthquake may have trigger the 1976 Soufrierephreatic eruption.

Intensified monitoring of the Soufriere volcano was per-formed by the observatory sta! for many weeks after theNovember 21 2004 earthquake. The chemical compositionof geothermal sources around the volcano, in particular, wasmeasured almost daily. To this day however, no anomalousseismic or geochemical signal was detected. The seismic andfumarolic activity near and on the Soufriere dome appears tohave remained constant with the exception of the large land-slides triggered by coseismic shaking on its southern flank.

4.2. Soufriere Hills of Montserrat

Radiocarbon dating of charcoal samples [Young et al.,1996] indicates that the Soufriere Hills erupted in AD1624 ± 72 years. Statistical analysis of ages distributionsuggests two distinct eruptions in AD 1540 ± 35 and in AD1667 ± 40 [Shepherd et al., 2002] . Following these authors,the second eruption occurred after the European settlementwithin 95 % of confidence but was surprisingly not men-tioned in local chronicles of the time. Given the uncertaintyin 14C dates, this latter eruption might have occurred closeto the April, 1690 earthquake. The lower boundary of theradiocarbon ages does not exclude that it occurred beforethe settlement of Europeans, however.

Given the uncertainty in 14C dates, this latter eruptionmight have followed the April, 1690 earthquake. Alterna-tively, t (sometime between 1631 and 1634, after [Fergus,1994]).

The large February 8, 1843 earthquake apparently had ane!ect on the geothermal activity of Soufriere Hills. Follow-ing this earthquake, a zone of fumaroles reportedly formedduring the year 1843 in the Upper Gage area [Hincks et al.,2005]. Also, according to the same author, a period of se-vere seismic activity, with several damaging shocks, somereaching intensity VIII [Robson, 1964] and possibly concur-rent geothermal activity, occurred in Montserrat betweenApril 23 and 27, 1897, a few days before the April 29, 1897earthquake. Such seismic activity might in fact have begunas early as 1895, and continued until 1900 or 1902 [Shep-herd et al., 2002]. Another volcano-tectonic crisis occurredat Montserrat between 1933 and 1937 with more than 3290earthquakes felt and activity at the hot springs [Shepherd etal., 2002]. The seismicity reached a peak in October 1935,one month before the November 10, 1935 regional earth-quake. After Perret [1939] quoted in [Shepherd et al., 2002],the latter shock triggered a rapid sequence of strong vol-canic earthquakes, whose number then decreased quickly toreach few tens of felt events per month until the end of thevolcano-tectonic crisis in 1937 [Shepherd et al., 2002].

The March 16, 1985 earthquake and its main aftershock ofFebruary 1986 had triggered seismic activity in Montserrat.Several bursts of earthquakes were recorded only in Montser-rat during the seismic sequence [Shepherd et al., 2002]. Theseismic network was unfortunately destroyed in 1989 by Hur-ricane Hugo and restored only in 1992. Since this period, itrecorded a growing rate of seismicity until the beginning ofSoufriere Hills eruption in 1995, after 300 years-long periodof dormancy since the previous 17th century eruptions. Thestill ongoing eruption involved several phases of growth andcollapse of the dome. That the March 16, 1985 earthquakeand volcanic activity at Soufriere Hills occurred only fewyears apart, after long intervals of either seismic or volcanicquiescence, is suggestive of a causal relationship.

More recently, in November 2008, several quite strong su-perficial earthquakes occurred between Nevis and Montser-rat [OVSG-IPGP, 2008]. The mainshock reached a magni-tude 4.8 and struck Nevis on November 2. It was followed

by several aftershocks that occurred in a zone trending NW-SE, in the westwards continuation of the 1985 rupture, sug-gesting that they ruptured the same en echelon fault system.This crisis has coincided with a strong resurgence of activityin Montserrat in late 2008 and the collapse of the SoufriereHills dome, four months later, in February 2009 (MontserratVolcano Observatory reports, on http://www.mvo.ms).

4.3. St-Kitts and Nevis

Historical reports mention two volcanic eruptions in St-Kitts, north of Nevis, in 1692 and 1843, following the 1690and 1843 earthquake, respectively [Robertson, 2005a]. Capa-dose [1845], quoted in [Robertson, 2005a], described cloudsof smoke and a bubbling sulphurous spring from the activecrater of Mt. Liamuiga in 1843. Confusions between theearthquakes and eruptions could be the source of such re-ports, however [Robertson, 2005a]. The December 29, 1950and November 2, 1961 earthquakes west of Nevis were fol-lowed a few weeks later by seismic swarms beneath Nevispeak, the active volcano of the island [Willmore , 1952;Robson et al., 1962]. Following the 1950 shock, a new”Soufriere” (fumarolic activity) began to form at Cades Bayin the northeast part of Nevis in 1953 [Robson et al., 1962].Finally, an earthquake swarm occurred beneath Mt. Lia-muiga in St-Kitts, with two events of magnitude up to 4.3and 4.6 [Robertson, 2005a], on October 24, 1988, about threeyears after the March 16, 1985 earthquake.

4.4. Dominica, Mt. Pelee, St Vincent and St Lucia

On August 5, 1851, three months after the May 16, 1851earthquake in southern Guadeloupe, Mt. Pelee in Mar-tinique was the site of several phreatic explosions involvingblocks and ash falls. The catastrophic eruption of Mt. Peleein 1902, and a coeval one at the Soufriere of St-Vincent oc-curred five years after the April 29, 1897 earthquake. Earth-quake swarms were reported in 1841 and 1849 beneath theDesolation valley in Dominica [Lindsay et al., 2005b] afterthe 1839 and 1843 earthquakes.

A volcanic seismic swarm with a great number of reportedfelt events occurred in St-Lucia after the magnitude 7 Febru-ary 16, 1906 earthquake o!shore this island [Lindsay et al.,2005a].

The Boiling Lake in Dominica is reported to have drainedout completely following the November 21 2004 shock in re-lation to earthquake induced dilation at the rupture tips[Feuillet et al., Submitted JGR].

4.5. Statistical study at regional scale

As evidenced by an increase in slope as shown in Figure 5,numerous seismic and volcanic events took place in the cen-tral part of the arc, between the middle of the 19th centuryand the beginning of the 20th century (Figure 1). It startedon January 11, 1839, with the largest known earthquakereported in Martinique. This event was followed four yearslater by the February 8, 1843. The May 16, 1851 Capesterreearthquake, 8 years after, was followed only 3 months laterby phreatic eruptions at Mt. Pelee. About four decadeslater, the April and May 1897 events struck Guadeloupe andthe Bouillante-Montserrat Fault, preceded by strong shocksin Montserrat a few days before. A few years earlier, on Jan-uary 4, 1880, one of two known historical phreatic eruptionshad occurred in the Desolation Valley of Dominica. Finally,5 years after the 1897 earthquake, both the Soufriere of St-Vincent and Mt. Pelee erupted simultaneously, the latterin the devastating eruption that annihilated St-Pierre. Thissequence is particularly remarkable given the near tempo-ral coincidence of events (days, months or years) and longreturn times, on order of several hundred years. It is also re-markable that during this half century of climactic volcanicand seismic activity, in November 1867, the Virgin Islands



were struck by the largest earthquakes ever reported in thenorthern part of the arc with highest intensities (VIII-IX)reported in western Virgin Islands (St-Thomas, St-Croix)and eastern Puerto Rico (VIII) [Reid and Taber, 1920].

In Figure 8, following the statistical method described inWatt et al. [2009], we compared the evolution of eruptionrate to earthquake occurrence. Our dataset being too sparseto use narrower windows, we calculated the eruption ratesat one year increments with 3, 5, and 10 years moving sums.This figure shows an increase of eruption rate following themid-19th century largest subduction earthquakes (1839 and1843), with a maximum of 3 and 4 volcanic events in thefollowing 3 and 10 years, respectively. The eruption ratehas also increased in correlation with the occurrence of theApril 16, 1690, August 2, 1810, November 10, 1935, January25, 1946 and March 16, 1985 earthquakes and at the end ofthe sixteens after three M > 6 earthquakes on December 24,1967, NE of Antigua (Figure 1), December 25, 1969 (Christ-mas sequence in the subducting american plate [Stein et al.,1982]) and October 8, 1974.

By using a 5 years window, five main peaks of volcanicactivity (with 3 events in five years) correlate with the 1839-1843, 1897, 1946, 1967 to 1974, and 1985 earthquakes. Byusing a 10 years window, we showed that a main peak ofvolcanic activity (5 events in 10 years) occurred after theOctober 8, 1974 earthquake.

In the following, we seek to understand this correlation bycalculating the stress changes imparted by historical earth-quakes to the volcanoes plumbing system (magmatic cham-bers and dikes).

5. Stress and strain modeling

Several examples of static stress interactions betweenearthquakes and volcanoes are described in the literature.In Italy, [Nostro et al., 1998] have shown that large nor-mal faulting earthquakes along the Apennines induced smallstatic stress changes (0.01 to 0.1 MPa), su"cient to havepromoted Vesuvius eruptions few years later by compress-ing its magmatic chamber at depth and/or by opening suit-ably oriented dikes at the surface. Feuillet et al. [2006] havemodelled the e!ects of large earthquakes in Sicily on eruptiveactivity at Mount Etna and shown that earthquakes inducechanges in eruption rates. Barrientos [1994] and Walter andAmelung [2007] have shown that extensional strain increaseinduced by large megathrust earthquakes beneath volcanicarcs may have brought volcanoes closer to eruption. In allcases, the static stress perturbations are small if compared totectonic stresses, lithostatic pressures and magmatic cham-ber overpressures. They are, however, two orders of magni-tude higher than the stress changes induced by ocean tidesfor which time correlation with volcanic activity has beenobserved in several cases (e.g. [Kasahara, 2002]).

5.1. Intra-arc earthquakes

The October 8, 1974, March 16, 1985 and November 21,2004 earthquakes are the largest intraplate event recorded inthe last decades. They occurred close to the Montserrat andGuadeloupe volcanoes, within regions where eruption trig-gering by static stress change is most likely [Nostro et al.,1998; Walter and Amelung, 2007]. To test the e!ect of theseearthquakes on the volcanoes, we calculated the horizontalnormal stress changes perpendicular to dike or dike-shapedreservoirs (!n) and the pressure change (#P = !kk/3)around spherical magma chambers induced by a dislocationin an elastic half space with " = 32 MPa.

Although there is no compelling evidence to assess reser-voir depths beneath the volcanoes, Aspinall et al. [1998] andMattioli et al. [1998] inferred a minimum depth of about 5-6km for the magma chamber in Montserrat, on the basis of

seismic event locations and GPS modeling. The seismicitybeneath the Soufriere of Guadeloupe being usually locatedin the first 4 km [Bazin et al., 2005], we infer that its magmareservoir is also located at about 5 km depth. Both volca-noes stand at intersections between inner and outer arc faultsystems and are probably fed by sets of dikes striking NW-SE to ENE-WSW [Feuillet et al., 2002]. The Soufriere ofGuadeloupe, for instance, is located at the western end ofthe Marie-Galante graben, with several young domes alignedalong an E-W striking fissure [Feuillet et al., 2002]. Its domeis principally cut by N155±25!E striking faults, compatiblewith NE extension. In Montserrat we inferred to main setsof dikes (N115!E along the inner arc en echelon system andN70!E, parallel to arc-normal faults located in the outer arc,north of Guadeloupe). We calculate the pressure as well asnormal stress changes perpendicular to dikes and show theresults in maps at 5 km, for Soufriere of Guadeloupe, and 6km depth for Soufriere Hills and along E-W cross-sectionsbeneath the volcanoes (Figures 9).

At Soufriere Hills of Montserrat, the 1985 earthquake in-creased the static pressure and decrease the normal stress(considered here as positive for extension) along N115!Eand N70!E striking dikes, by more than 0.02 and 0.04 MPa,respectively. The stress induced by the November 21, 2004shock and its main aftershock on Guadeloupe’s Soufriere vol-cano is smaller and of opposite sign. The 2004 earthquakecontributed to decrease the pressure and increase the nor-mal stress by about 0.01 MPa around a 5 km-deep sphericalreservoir or on N140!E and E-W trending dikes and dike-shaped magma bodies. The October 8, 1974 induced com-pressive stress on both volcanoes with higher values (> 0.05MPa) in Montserrat. No volcano-tectonic activity was how-ever reported at Soufriere Hills after this event. At Soufriereof Guadeloupe, the compressive stress changes range be-tween 0.01 and 0.04 MPa and are larger on E-W strikingdikes.

5.2. Interplate earthquakes

The clustering of large earthquakes and volcanic unrestevents at the end of the 19th century along the northern arcsuggests stress coupling between these events. Consideringthat the 1839 and 1843 earthquakes ruptured the subduc-tion interface, we calculated the coseismic Coulomb stress,as well as the normal and volumetric strain changes, im-parted by these events to the inner arc intraplate shallowfaults and volcanoes, respectively.

We model the 1843 earthquake by 15 meters of dislocationon a 300 km-long, shallow-dipping (20!) plane extending be-tween Antigua and Dominica (Figure 1). We consider thatthis earthquake ruptured the whole plate interface betweenits 15-km deep up-dip limit [Bangs et al., 2003; Roux, 2007]and 30-km depth. We take the same dip for the 1839 earth-quake, but infer a smaller rupture size (a length of 140 kmand a slip of 8 m). Such dislocation models are consistentwith magnitudes of 8.5 and 8.0 for the 1843 and 1839 events,respectively.

The results show that the 1839 and 1843 earthquakesincreased the Coulomb stress along the whole inner arcfault system (Figure 10c), with the highest values (> 0.5MPa) between Basse-Terre and Montserrat, where the Apriland May 1897 earthquakes may have occurred. The 1843earthquake might therefore have brought the Bouillante-Montserrat fault system closer to failure. The 1839 and 1843events also contributed to increase the normal strain by morethan 2.10"6 beneath all volcanoes, with the exception of theSoufriere of St-Vincent and St-Lucie (Figure 10a,b). Thevolumetric strain change is positive along the whole arc be-tween St-Vincent and St-Kitts. By modeling the 1843 earth-quake with a smaller dislocation (6 meters on a 140 km-long)in agreement with a (M < 8)as inferred by Bernard [1988],



the volcanoes located between Martinique and St Kitts arealso dilated but by a smaller amount. Eruptive (phreatic ormagmatic), or enhanced geothermal and fumarolic activitywas reported at four of the volcanoes within the 9 years fol-lowing the earthquakes. The largest strain changes, beneathMt. Pelee, Soufriere of Guadeloupe, Soufriere Hills, NevisPeak and Mount Lamuigua were located in regions facingthe earthquake ruptures. Mt. Pelee erupted twice after theearthquakes, in 1851 and 1902, and unrest was reported inMontserrat in 1843 and 1895. Except the Soufriere of St-Vincent and St-Lucie, all the volcanoes lie within areas ofdilation and expansion of dikes (increase of normal strain) orspherical reservoirs (increase of volumetric strain), respec-tively.

6. Possible triggering mechanisms

Although not all the volcanoes responded to the stressand pressure changes caused by the earthquakes, our mod-eling does suggest that certain eruptions and earthquakesmay be coupled through static stress transfer. In Figure5, on the basis of our models, we indicated, by red verti-cal bars, which volcano may have been perturbed by staticstress imparted by an earthquake. We calculated that 32%of the eruptions occurred within 3 years after a neighbor-ing earthquake suggesting that static stress changes couldbe one of the main physical processes of coupling betweenthe two phenomena in the Lesser Antilles. Expansion orcompression can be advocated to account for the trigger-ing of eruptions by static stress changes [e.g., Nostro et al.,1998; Feuillet et al., 2006; Walter and Amelung, 2007 andreferences therein]. An increase of pressure around a magmachamber may trigger the upward propagation of dikes fromthe reservoir’s roof towards the surface and promote an erup-tion [Linde and Sacks, 1998; Hill et al., 2002]. An increase ofhorizontal tensile stress unclamps cracks and fissures abovethe magma chamber, favoring the upward opening of dikes.Expanding the magma in the conduit can further lead tobubbles formation and faster magma ascent in the volcaniccolumn [Jaupart, 1996; Brodsky et al., 1998].

Other eruptions occurred soon after an earthquake but farfrom the epicenter as the 1851 phreatic eruption at MountPelee after the 16/05/1851 earthquake in Guadeloupe. Thiseruption could have occurred simply by chance but otherprocesses may be involved such as dynamic stresses thatact at much larger distances and may have initiate volcanicactivity beneath more distant volcanoes. As example, seis-mic waves are able to induce overpressure in the magmaticplumbing system by nucleation and growth of bubbles withinthe magma [Manga and Brodsky, 2006]. Recent geochemicalstudies have shown that a magmatic intrusion may have pro-moted the 1976 phreatic eruption at the Soufriere [Villemantet al., 2005]. The static stress increase around this volcanoafter the October 8 1974 earthquake may have been su"-cient to squeeze a small volume of magma towards the sur-face, close to the hydrothermal system, promoting the 1976phreatic eruption. On the other hand, the rapid responseof the volcanic system, with earthquake swarms occurringwithin the earthquake coda may also suggests a triggeringtrough dynamic stresses changes.

The time lag between the triggering processes and the un-rest or eruption at volcano can reach several years [Nostroet al., 1998] and could be explain by the state of magmaticoverpressure within the conduit (e.g. [ Watt et al., 2009]and reference therein). Eruptions within days of a largeearthquake likely occur at volcanoes that have reached acritical overpressure state whereas longer responses couldbe observed at volcanoes, bellow the critical point, butwhere the earthquake-induced stress changes can be large

enough to have initiate the eruptive process. At SoufriereHills, the 1985 earthquake was followed by a growing rateof seismicity beneath the volcano until the eruption begin-ning in 1995. By compressing its plumbing system by morethan 0.05 MPa, the earthquake could have been su"cient toopen the path to the eruption by squeezing new batches ofmagma into superficial reservoirs. Following the November21, 2004 Saintes earthquake, the Soufriere of Guadeloupewas subjected to slight additional extension. The static nor-mal stress changes induced by the 2004 earthquake, thoughsmall, contributed to open N140!E-trending dikes and fis-sures beneath the dome. But, although such extension mightbe expected to open magma or hydrothermal pathways, noevidence of increased activity has been noted thus far.

7. Montserrat ongoing eruption

Toda et al. [2002] have shown that dike opening at Izuisland promoted M " 6 strike-slip earthquakes, tens of kilo-meters from the volcano. In Djibouti, Jacques et al. [1996]showed that the distribution of the seismicity recorded forseveral months after the 1978 eruption in the Asal rift maybe explained by the pattern of Coulomb stress perturba-tions generated by the opening of eruptive dikes. In Italy,the seismic swarms at Alban Hills may be promoted bystress changes induced by pressure changes under the vol-cano [Feuillet et al., 2004b]. Here we seek to understand thedistribution of the early seismicity recorded at the begin-ning of the Soufriere Hills eruption in relation with volcano-tectonic stresses.

7.1. Soufriere Hills Seismicity

The Soufriere Hills volcano belongs to a series of youngdomes (> 200 kyr [Harford et al., 2002] aligned along aN120!E trend and emplaced along a fissure set parallel tothe en echelon normal fault system of Bouillante-Montserrat[Feuillet et al., 2010] (Figure 11). The distribution of earlyseismicity recorded beneath Montserrat between July 28,1995 (10 days after the eruption beginning) and November1996, before the first June 1997 large dome collapse [As-pinall et al., 1998] shows clear coupling between the latterfaults and the volcanic processes at Soufriere Hills volcano.The seismicity occurred in an ENE-WSW-elongated zone,parallel to faults, under the Quaternary domes and has mi-grated through time [Aspinall et al., 1998]. During the firsttwo months, most earthquakes clustered at depth rangingbetween 2 and 5 km under St George’s Hills. Between Oc-tober 1995 and July 1996, they were spread within a largevolume under Soufriere Hills, between the surface and 5 kmdepth. During the last months of observation, however, theyclustered more tightly at a shallower depth (< 2 km). Sincethe end of 1996, all volcano-tectonic earthquakes are local-ized beneath the English Crater, between 0 and 7 km depth(MVO reports). Fault perpendicular cross-sections, beneaththe St George’s Hills, show that some earthquakes, under-line a 50! northwards dipping fault plane that may inter-sect the seafloor along the southern shore of Montserrat.This fault probably marks the northwards continuation ofthe Bouillante-Montserrat right-steeping an echelon array(Figure 11, inset). Other earthquakes occurred in the faulthanging-wall, in a small volume, at 3 km-depth beneath theSt George’s Hills dome. Under the English Crater, between0 and 2 km-depth, the seismicity clearly underlined a steeplysouth-dipping plane trending WNW-ESE, which might cor-respond to a feeder dike. Such a dike might in turn belongto a larger fissure system connected to the fault at depthand crossing its hanging wall. Below, we show that the dis-tribution of the early seismicity may be accounted for bycalculating the Coulomb stress changes induced by volcanicprocesses on surrounding faults.



7.2. Coulomb stress modeling

Static Coulomb stress changes (or variation in CoulombFailure Function - CFF) caused by volcanic processes onneighboring faults [Harris, 1998; King and Cocco, 2001] arecalculated by using the equation:

#CFF = ## + µ##!n (1)

where ## is the shear stress change computed in the di-rection of slip on the faults, #!n is the normal stress change(positive for extension) and µ# is the e!ective coe"cient offriction. Dike opening (closing) or pressure changes are mod-eled as planar dislocations in an elastic homogeneous halfspace [Okada, 1992]. An increase of pressure in a sphericalsource or the opening of a sill or a dike approximates themagma injection. Opening of three orthogonal dikes, inter-secting in their center, simulates the expansion of a sphericalmagma chamber approximating the Mogi [1958] point source[e.g., Feuillet et al., 2004]. Lame’s coe"cients are equal to32 GPa.

The early seismicity recorded in Montserrat extended sev-eral kilometres from the Soufriere Hills volcano, beneath StGeorge’s Hills (Figure 11). The Coulomb stress changes re-sulting from the 1 m opening of a WNW-ESE-striking 1 km2

dike, 0.7 km under the English Crater [Mattioli et al., 1998],within a regional least principal stress !3 oriented N25!E, inagreement with the active faulting geometry and alignmentof volcanic domes [Feuillet et al., 2010], account for the par-ticular distribution of earthquakes (Figure 12). Almost allevents are located in red zones where the Coulomb stressincreased by more than 0.04 MPa. No earthquakes wererecorded deeper than 7 km beneath the fissure system (Fig-ure 12b), in the zone where the Coulomb stress decreased.Under the Soufriere Hills, the seismic swarms were restrictedto zones of maximum stress increase. No event occurred inareas of maximum stress decrease. On Figure 12, we showthe predicted focal mechanism associated to one of the op-timal oriented plane for Coulomb failure in the pre-existingregional stress field (OOP). Such planes are calculated inthe total stress (pre-exiting regional stress plus the stressinduced by the opening of dike, [King and Cocco, 2001]). Asexpected, far away from the dike, the regional stress domi-nated and the fault plane solution are all compatibles witha N25!E extension. Close to the dike, however, the stressinduced by the dike-opening dominates and predicted faultsplanes solution can be heterogeneous. The results suggestthat the seismicity recorded under St Georges Hills betweenJuly and September 1995 was related to slip along faultsof the Bouillante-Montserrat system that was brought tofailure by the opening of an eruptive dike, beneath the En-glish crater. Other seismic sequences associated with hotspring activity and inflation of the volcano occurred in thesouthern part of Montserrat in 1933-1937 and 1966-1967[Shepherd et al., 2002]. Between 1933 and 1937, more than3000 earthquakes were felt, most of them located beneathSt George’s Hills. We calculate that inflation of a spheri-cal or dike-shaped reservoir in an extensional regional stressstrongly increase the Coulomb stress beneath St George’sHills. The 1933-1937 and 1966-1967 sequences may be re-lated to episodic refilling of magmatic reservoirs beneath theSoufriere Hills volcano. Such volcanic processes (dike injec-tion of reservoir refilling) may induce stress changes severaltens kilometres away from a volcano, promoting regionalearthquakes. For instance, the November 10, 1935, M > 6earthquake, during the 1933-1937 sequence may have beenpromoted by reservoir pressure increase beneath the vol-cano.

8. Summary and conclusions

On the basis of improve knowledge of active faulting inthe Lesser Antilles and by using of a regional attenuationlaw, we reexamined the source of historical seismicity re-ported between 1690 and 2009. Several superficial M > 6

earthquakes have occurred north of Guadeloupe along alarge en echelon fault system that crosses the inner edgeof the Lesser Antilles arc between Nevis and Martinique.Some were followed by unrest or eruptions at neighboringvolcano suggesting a link between the two phenomena. Wecalculated that the most recent intraplate earthquakes haveincrease the static stress beneath the volcanoes plumbingsystem and may have promote eruptions and seismic ac-tivity beneath volcanic complexes. The en echelon faultsystem is clearly an important locus of active intraplatedeformation, distinct from the subduction interface (Fig-ure 13). This system appears to accommodate part of theoblique convergence between Caribbean and North Ameri-can plates. Since the trench parallel component of shear in-creases northwestwards, slip rates along the inner arc faultsshould increase northwards, where large to moderate earth-quakes indeed seem to be more frequent (Figure 1). Ourmodeling suggests that the megathrust earthquakes of 1839and 1843 increased the Coulomb stress along the shallowintraplate fault systems, triggering earthquakes on them.The February 29, 1897 earthquake, in particular, may haveruptured the Bouillante- Montserrat fault, upon which the1843 earthquake imparted the largest Coulomb stress in-crease. As a result of slip-partitioning, the inner arc activefault zone likely extends down into the lower crust and up-per mantle [Bowman et al., 2003], contributing to extractmagma ponded above the subduction interface (Figure 13).We calculated that megathrust earthquakes can generate anextensional strain field increasing from the base of the crusttowards the surface along the volcanic arc. This may helpunclamp inner arc faults and fissures, and foster the propa-gation of dikes towards the surface through hydrofracturing.Moreover, the normal stress gradient would ease the ascen-sion of magma and volatiles towards the surface. This mightlead to volcanic eruption and/or to reservoir recharge rateincrease. Conversely, the volcanic processes induce Coulombstress increase that may bring closer to rupture the neigh-boring faults as observed in Montserrat southern part in1995-1996. Though complex, the particular tectonic frame-work of the lesser Antilles arc may in fact be ideal to furtherexplore time correlations between megathrust earthquakes,shallow intraplates events and volcanic eruptions or geother-mal bursts.

Appendix: Regional attenuation law forseismic intensities

The regional attenuation law for intensities (fully de-scribed in [Beauducel et al., 2004; Beauducel et al., in prep.])combines a seismic attenuation law for peak ground accel-erations (PGA) with classical empirical relation between in-tensities and accelerations. The PGA attenuation law takesits simplest form:

log(PGA) = aM + bR # log(R) + c (2)

where PGA is the horizontal acceleration peak (in g), M isthe magnitude, R is the hypocentral distance (in km), anda, b, c are parameters. These have been adjusted using seis-mic data recorded at 12 strong-motion permanent stations,with mixed site conditions, rock and soil [Beauducel et al.,2004, 2005; Bengoubou et al., 2008], in the period Novem-ber 21 to December 27, 2004. The data set includes about400 earthquakes corresponding to 1430 values of recordedPGA, with magnitudes ranging from 1.1 to 6.3, distances



from 2 to 450 km, and PGA from 16 µg to 0.36 g. Thesecorrespond to Les Saintes main shock Mw = 6.3 and mostlythe associated aftershocks, but also some regional events ofvarious magnitudes, locations, and depths. The final bestmodel, a = 0.6210, b = #0.003453, c = #3.375, produces aPGA RMS-misfit equal to a factor of 3 (log10 (RMS) " 0.5,usual in the literature for attenuation laws), a value whichcorresponds also to the di!erence between rock and soil con-ditions in the observed PGA [Bengoubou et al., 2008].

As suggested by Feuillard [1985] for the Lesser Antilles,the regional law uses the empirical relation between accel-erations and intensities from Gutenberg and Richter [1942]:

I = 3 log(PGA) + 3/2 (3)

where I is the mean intensity (MSK scale), PGA is accel-eration (in cm.s"2 " mg). Following equation 3, the un-certainty on our predicted PGA, a factor of 3, implies anerror on I equal to 1.4. The final law has been namedB3 (from initials of the three authors), and is presentedin Figure A.1. Since 2005, the law is used to produce rou-tine theoretical shakemaps at Guadeloupe and Martiniqueobservatories, and has been permanently controlled for thelast years of seismic monitoring in the region. Comparisonsbetween observations and the law lead to an average uncer-tainty on predicted intensities of ±1 degree in the MSK scale[Beauducel et al., in prep.].

The intensity law fits very well the November 21, 2004main shock’s reported intensities (maximum of VIII [Caraet al., 2005], see Figure A.1a and maps of Figures 2j and3l), as well as the intensities (from II to VI) of hundredsof aftershocks’ estimated thanks to Guadeloupe inhabitantstestimonies during the 4 years of the following seismic se-quence [Beauducel et al., 2005; Beauducel et al., in prep.].The law also fits the reported intensities of the October 8,1974, M = 7.4 earthquake, even for long distance obser-vations up to 400 km (see Figures A.1b, 2h and 3j). Thismakes us confident about the feasibility of using this lawfor historical earthquake of magnitudes greater than 6, andpossibly up to 8 by extrapolation.

Acknowledgments. We thank the French Institut Nationaldes Sciences de l’Univers (CNRS) and Institut de Physique duGlobe de Paris for financial support. Our thanks also go to WillyAspinall and Geo! Wadge for providing us with seismic and to-pographic data from Montserrat. The local attenuation law wascalculated using data from stations of the Permanent Accelerome-ter Network (GIS-RAP), installed and maintained by the Guade-loupe observatory sta! (OVSG-IPGP). We are grateful to Ross S.Stein and two anonymous reviewers for helpful suggestions thatcontributed to significantly improve an earlier version of this pa-per. IPGP contribution #.

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N. Feuillet, Institut de Physique du Globe de Paris, 1 rueJussieu, 75238 Paris Cedex 05, France. ([email protected])



Table 1. Macroseismic intensities reported by di!erent authors for February 8, 1843 earthquake.

Island [Robson, 1964] [Bernard & Lambert, 1988] [Shepherd, 1992]

St-Thomas IVTortola VSt-Martin VIII VIII ?St-Barthelemy VIII VIII ?Saba IX ?Barbuda IX ?St-Eustatius VIII IXSt-Kitts IX VII IXNevis IX VIII IXAntigua IX IX IXMontserrat IX VIII IXGuadeloupe IX IX (Pointe-a-Pitre, Anse-Bertrand, Goy-

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VIII (Roseau) VII (Roseau) VIII (Roseau)St-Lucie VII V VIISt-Vincent VIBarbados VI



Table 2. Updated magnitudes, epicenter locations anddepth of historical earthquakes related to en echelon inner arcfault system or subduction zone around Guadeloupe. For 1690and 1935 earthquakes, epicenters have been modified from pre-vious works, by placing them on the known active faults (seereferences in text). Magnitudes have been adjusted by ±0.5to match reported intensities through a regional attenuationlaw [Beauducel et al., 2004; and in prep.].

Max. Lat. Lon. Depth AssociatedDate MSK Mag. (!N) (!W) (km) fault system

1690-04-16 IX 7.0 $17.02 $62.28 $15 Montserrat-Havers / Redonda fault segment1839-01-11 IX 8.0 a14.80 a60.30 a30 Eastern Martinique megathrust1843-02-08 IX 8.5 a16.73 a61.17 a40 North-Eastern Guadeloupe megathrust

1851-05-16 VII 6.0 b16.00 b61.52 $15 Morne Piton Fault1897-04-29 VIII 6.5 a16.42 a61.93 $15 Bouillante-Montserrat fault segment

1897-04-29 VIII 5.5 b16.18 b61.55 $15 Gosier fault1935-11-10 VIII 6.2 $16.79 $62.33 $15 Montserrat-Havers fault segment1950-12-29 VIII 6.0 c17.00 c62.50 $15 Nevis - St-Kitts fault segment

1961-11-02 VII 5.5 d17.21 d62.68 $10 Nevis- St Kitts fault segment1974-10-08 VIII 7.4 e17.37 e61.92 e30 Outer arc normal fault system

1985-03-16 VI 6.3 f17.02 f62.28 f8 Redonda-Nevis fault segment2004-11-21 VIII 6.3 g15.75 g61.54 g10 Roseau Fault

$ this studya from [Feuillard, 1985]b from [Bernard & Lambert, 1988]c from [Robson, 1964]d from [Robson et al., 1962]e from [McCann et al., 1982]f from [Girardin et al., 1991]g from [Bazin et al., 2010]



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Figure 1. (see caption on next page)



Figure 1. Active faulting and volcanism in the LesserAntilles arc. Main earthquakes and eruptions after[Bernard and Lambert, 1988; Boudon et al., 2005; Feuil-lard, 1985; Hincks et al., 2005; Komorowski et al., 2005;Lindsay et al., 2005a, 2005b; Robertson, 2005a, 2005b;Robson et al., 1962; Robson, 1964; Simpson, 2005] andthis study. Focal mechanisms [McCann et al., 1982;Dziewonski et al., 2000]. Active faults in black with ticksfrom [Feuillet, 2000; Feuillet et al., 2001; 2002; 2004a;2010; Leclerc, 2009]. Faults in Martinique and in Do-minica from Feuillet et al (in prep). Double black ar-rows: local extension. Black arrows indicate the sinistralcomponent of motion along the inner arc faults. Blackstars: active volcanic centers. Ellipses: inferred rupturedarea (see text) during moderate to large earthquakes withnumbers. White stars with dates: epicenters of otherM > 6 earthquakes reported in the arc. 1) January 11,1839 earthquake (M " 7.5), 2) February 8, 1843 earth-quake (M " 8), 3) 1843 Geothermal activity in UpperGage, 3’) 1843 eruption of Mt. Liamuiga (St-Kitts), 4)May 16, 1851 earthquake (Imax VIII), 5) August 5, 1851Mt. Pelee phreatic eruption, 6) January 4, 1880 Desola-tion Valley phreatic eruption, 7) April 23-27, 1897 severeseismic activity in Montserrat, 8) April 29, 1897 earth-quake (Imax VIII), 9) May 6, 1902 St. Vincent eruption,9’) May 8, 1902 Mt. Pelee climactic eruption. Datesof other older or more recent significant volcanic eventsand earthquakes are also reported. White stars: otherlarge earthquakes with dates. Bathymetric contours at1000 m interval. White dashed line: negative gravityanomaly corresponding to the up-dip contact betweenthe Caribbean and subducting American plates [West-brook et al., 1988; Bowin, 1976].

(...caption continues on the next page...)



Figure 1. (...continued...) Inset: simplified map show-ing the link between the en echelon inner arc fault systemand the subduction with the trench parallel componentof shear increasing from 4 to 17 mm/yr between Mar-tinique and St Martin (black dots with numbers, consid-ering the new Caribbean North American Euler vectorof Lopez et al. [2006]). Black line with arrows: inner enechelon fault system with slip probably increasing north-wards. Grey ellipses with dates: inferred rupture associ-ated with the three largest earthquakes reported in thearc and the Virgin Islands since the historical period after[Bernard and Lambert, 1988; Feuillard, 1985; Reid andTaber, 1920] and this study. Hashed area: subductionprism, BR: Barrucada ridge, TR, Tiburon ridge, SLR: StLucia ridge, G: Guadeloupe, M: Martinique, AP: Ane-gada Passage. Black line with triangles: accretionaryprism frontal thrust. Dashed black line: main gravityanomaly.



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Figure 2. Reported intensities for historical and recentearthquakes. Faults as in Figure 1, in black when possi-bly responsible for earthquakes. See discussion and refer-ences in text. Thick dashed lines indicates approximateisoseists. Dashed areas show the approximate size of theruptured zones estimated by using the Wells and Copper-smith [1994] relation between rupture length and magni-tude. a. April 16, 1690 (M " 7), black star: epicenterinferred by this study, white star: epicenter from Feuil-lard [1985], MH-RFS: Montserrat Havers-Redonda faultsystem, A: felt aftershocks, L: landslides, T: tsunami. b.January 11, 1839 (M " 7.5), black star, epicenter fromFeuillard [1985]. c. February 8, 1843, black star: epicen-ter from Feuillard [1985]. d. May 16, 1851 (M = 5.5 to 6);black star: epicenter from Bernard and Lambert [1988],MPF: Morne Piton fault. e. April 29, 1897, black stars:1) epicenter from Feuillard [1985] (M " 7), and 2) epi-center from Bernard and Lambert [1988] (M = 5.5), GSF:Gosier fault, BMF: Bouillante-Montserrat fault system.f. November 10, 1935 (M = 6.2), white star: epicenterfrom Gutenberg and Richter [1954], black star: epicenterinferred in this study, MHFS: Montserrat-Havers faultsystem. g. (1) December 27, 1950, and (2) November 2,1961 (M = 4.2 to 6.3), black star: epicenter from Rob-son et al. [1962], SK-NFS: St-Kitts Nevis fault system.h. October 8, 1974 (Mw = 7.4), black star: epicenterfrom McCann et al [1982], NAF: North-Antigua fault. i.March 16, 1985 (Mw = 6.3); black star: epicenter fromGirardin et al. [1991], RFS: Redonda fault system. j.November 21, 2004 (Mw = 6.3), black star: epicenterfrom Bazin et al. [2010], RF: Roseau fault.



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III

III

III

IV

IV

IV

V

V

V

VI

VIVII

d) May 16, 1851 (M = 6) 63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

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Guadeloupe

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II

II

II

III

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IV

IV

IV

V

VVI

e) April 29, 1897 (M = 5.5) 63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

Antigua

Montserrat

Guadeloupe

Dominica

Martinique

III

III

III

IVIV

IVIV

V

V

V

V

VI

VI

VI

VII

VIIVIII

f) April 29, 1897 (M = 6.5)

Figure 3. (continued on next page)



63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

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II

II

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III

IV

IV

IV

IV

V

V

V

V

VI

VI VII

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15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

Antigua

Montserrat

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Dominica

Martinique

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II

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III

IV IV

IV

IV

V

V

V

VI

VI VII

VIII

h) December 29, 1950 (M = 6) 63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

Antigua

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Dominica

Martinique

II

II

II

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III

III

IV

IVIV

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VII

i) November 02, 1961 (M = 5.5)

63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

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IV IV

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VI

VI

VI

VII

VII

VII

VIII

VIII

IX

j) October 08, 1974 (M = 7.4) 63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

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Montserrat

Guadeloupe

Dominica

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II

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III

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IV

IV

V

V

V

V

VI

VI

VI

VII

VII VIII

IX

k) March 16, 1985 (M = 6.3) 63°W 62°W 61°W

15°

N 1

6°N

17°

N 1

8°N

St−Marteen

St−Barthelemy

Saba Barbuda

St−KittsNevis

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Montserrat

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Dominica

Martinique

II

II

III

III

III

IV

IV

IV

IV

V

V

V

VIVI

VII

VIIVIII

l) November 21, 2004 (M = 6.3)

Figure 3. (continued on next page)



Figure 3. Simulated intensities for earthquakes pre-sented in Figure 2, calculated by using a regional attenu-ation law for macroseismic intensities, within ±1 degreeof uncertainty [Beauducel et al., 2004; Beauducel et al., inprep.] (see Appendix and Figure A.1). Some magnitudeshave been adjusted within ±0.5 to fit better the reportedintensities for each event. White and black stars as inFigure 2. e) and f) show the two di!erent hypothesis forthe April 29, 1897 earthquake. See details and discussionin Section 8.



50 100 200 300 400 500II

III

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V

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VII

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III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

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MSK

sca

le


Figure 4. Reported and modeled intensities versushypocentral distance for 1839 and 1843 earthquakes.Thick gray lines: simulated intensities for a given magni-tude, gray dashed lines: associated uncertainty. a. Jan-uary 11, 1839, simulated intensities for a magnitude 8.0,dark gray rectangles: reported intensities after [Feuillard,1985; http://www.sisfrance.fr]), b. February 8, 1843, sim-ulated intensities for a magnitude of 8.5, dark gray rect-angles: reported intensities after [Robson, 1964; Shep-herd, 1992], light gray rectangles: reported intensities af-ter [Bernard and Lambert, 1988] (see Appendix for de-tails).



1600 1700 1800 1900 20000

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Figure 5. Cumulative number of volcanic unrest oreruptions (solid black line) and earthquakes felt with in-tensities from VI to IX in the Lesser Antilles (gray dashedline). Volcanic events are any isolated significant seismicswarms (with felt events), phreatic or magmatic erup-tions. Assuming a constant long-term rate of volcanicand seismic activity, the record can be assumed to becomplete after $ 1800 (vertical dotted line). A remark-able correlation between volcanic and seismic activity isobserved from the middle of 19th to the beginning of 20th

century.



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VIII

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85

19

85

Date




Figure 6. Temporal correlation between I ! VI earth-quakes and volcanic activity. Grey vertical dashed line:dates and maximum intensities of earthquakes, withthicker lines for larger intensities (I ! VIII). Red verticalsolid line: Static stress areas of significant interaction be-tween an earthquake and neighboring volcanoes, i.e. atdistances of about three time the fault length (estimatedfrom earthquake magnitude using Wells and Coppersmith[1994] formulation). Blue ticks with dates: dates andtype of volcanic activity (shorter length = seismic swarm,medium length = phreatic eruption, longer length = mag-matic eruption), line width indicate the time durationof volcanic event. Information on historical events from[Bernard and Lambert, 1988; Boudon et al., 2005; Feuil-lard, 1985; Hincks et al., 2005; Komorowski et al., 2005;Lindsay et al., 2005a, 2005b; Robertson, 2005a, 2005b;Robson et al., 1962; Robson, 1964; Simpson, 2005].



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Figure 7. Original drum paper sample scanned fromIPGP Guadeloupe Observatory archives showing theearthquakes recorded near the Soufriere dome in Guade-loupe (Carmichael short period station) few hours af-ter the October 8, 1974 earthquake. P-Wave arrivalsof earthquakes that occurred under the volcano are in-dicated by black arrows. Wave arrivals of October 8,1974 aftershocks are indicated with a white arrow. Atleast 14 volcanic earthquakes and two main aftershocksare recorded on this sample.



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Figure 8. Volcanic activity rate from 1650 to 2009in correlation with earthquakes occurrence representedwith grey bars with stars. Earthquake catalog as in Fig-ure 5 with longer bars for larger magnitudes. Rates arecomputed using 3-year (top), 5-year (middle) or 10-year(bottom) moving sum over the volcanic record at 1-yearincrements, such that only volcanic events prior to thetime point contribute to the volcanic activity rate (causalmethod). Using these calculated rates the mean and +2standard deviation lines are shown to assess rate vari-ability, and show the degree of deviation from the back-ground.



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Figure 9. Pressure and normal stress changes inducedon spherical reservoir and N70!E to N140!E dikes ordike-shaped reservoirs by the Ms = 7.4 October 8, 1974,Mw = 6.3, March 16, 1985 and November 21, 2004 earth-quakes on Soufriere Hills (Montserrat) and Soufriere ofGuadeloupe. a) In map view at 5 and 6 km depth (seetext). White dots: volcanoes. b) along E-W strikingcross-sections beneath volcanoes. Arrows indicate clos-ing or opening of dikes. The October 8, 1974 is mod-eled as a N70!E-striking and 50!SE-dipping [McCann etal., 1982], 60 km-long and 20 km-wide dislocation in aelastic half space with a pure normal slip of 3 m. TheMarch 16, 1985 earthquake model is a N132!E-striking,80!N-dipping, 30 km-long, 15 km-wide, pure left lateralstrike slip dislocation of 0.3 m with a center at 62.173!W,16.965!N [Girardin et al., 1991]. The November 21, 2004model is a N325!E-striking, 50!E-dipping, 18 km-long,13 km-wide dislocation with a rake of -77! and a slip of0.5 m.



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Figure 10. a) and b) Normal and volumetric straininduced beneath the volcanic arc by the 1839 and 1843earthquakes, respectively. The strain changes are calcu-lated in a homogeneous elastic halfspace, and are shownalong a three vertical cross-sections, parallel to the sub-duction zone, the modeling accounting for the curvatureof the trench. The normal strain is calculated along dikesor fissures parallel to the subduction zone. In white,zones of largest extension. E: extension, C: compression.Black triangles: volcanoes that erupted or showed ac-tivity after the earthquakes with dates of volcanic erup-tion or unrest. Gray triangles: volcanoes with no un-rest or eruption. c) Coulomb stress changes inducedby the two subduction earthquakes on the en echeloninner arc fault system (represented with dashed blackboxes) between Montserrat and Southern Martinique.We considered that faults are normal with a slight compo-nent of left lateral motion (15%), parallel to the trenchwith a dip of 50! towards east. We verified that theCoulomb stress pattern is roughly the same for west-wards dipping faults. Modeling results are shown invertical sections beneath the volcanic arc. Black boxes:BMFS: Bouillante-Montserrat fault system, SFS: Saintesfault system. Black triangles: volcanoes with namesMP (Mt. Pelee), DV (Desolation Valley in Dominica),SG (Soufriere of Guadeloupe), SHM (Soufriere Hills ofMontserrat).



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Figure 11. a) Active faults and 1995-1996 seismicity inMontserrat (Faults from [Feuillet, 2000, 2004, 2010] andthis study; seismicity from [Mattioli et al., 1998]). Shadedbathymetry from AGUADOMAR 1999 cruise data. To-pography in Montserrat was provided by Professor Geo!Wadge. Volcanic domes in grey. Inset: simplified tec-tonic model. The southern part of Montserrat, wherelies the active volcano of Soufriere Hills is crosscut bythe Bouillante-Montserrat fault system. We infer that themost recent volcanic domes (< 200 kyr, in grey) emplacedalong a fault-parallel fissure opened in the fault systemhanging wall. Active faults are arranged in right steppingechelon and accommodate a left lateral motion along thevolcanic arc. b) Fault parallel or perpendicular cross-sections beneath the alignment of volcanic domes. Lightgray, earthquakes recorded between July 28 and Septem-ber 30, 1995. Dark gray, earthquakes recorded betweenOctober 1995 and June 1996. In Black, earthquakes lo-calized between July 1996 and October 29, 1996. Thelatter swarm seams underlined a " 1 km2 ESE-strikingand 85!S-dipping dike located beneath the English craterat depth of about 0.5 to 1 km, WNW. Opening of sucha dike by 1 m also was inferred by GPS data modeling[Mattioli et al., 1998].



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Figure 13. Sketch showing the possible interactions be-tween intra and inter-plate earthquakes and volcanoes.The large interplate (megathrust) events increase theCoulomb stress on the inner arc shallow faults and pro-mote a strain gradient favoring the upward propagationof magma towards reservoirs and/or earth surface. Thismay encourage earthquake on shallow faults and erup-tions or unrests of the neighboring volcanoes. The shal-low earthquakes induce additional stress or strain aroundvolcanoes. Slip partitioning induced bookshelf faulting inthe overriding Caribbean plate (see text). NAM: NorthAmerican plate.



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PGA

(g)


Figure A.1. “ B3 ” attenuation law [Beauducel et al.,2004; Beauducel et al., in prep]: average PGA (in g) ver-sus hypocentral distance (in km), magnitude, and corre-sponding intensities (MSK scale) [Gutenberg and Richter,1942]. Solid black curves stand for magnitudes levels,horizontal solid lines for intensities limits. We also re-port intensity observations and prediction for some earth-quakes: gray thick and dashed curves stand for PGA pre-diction and uncertainties (a factor of 3). a. November 21,2004 earthquake (M = 6.3, intensities after [Cara et al.,2005]), b. October 8, 1974 earthquake (M = 7.4, intensi-ties after [McCann et al., 1982]).
