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13.2 : L'épicentre, le foyer et les vagues - Géosciences

13.2 : L'épicentre, le foyer et les vagues - Géosciences


Aperçu

Un tremblement de terre est comme un télégramme de la Terre. Les secousses ou tremblements ressentis lors d'un tremblement de terre sont le résultat d'une libération rapide d'énergie à l'intérieur de la Terre, généralement à la suite d'un mouvement le long de failles géologiques. Souvenez-vous de la faille décrochante du chapitre Déformation de la croûte. Les roches de chaque côté de la faille glissent les unes sur les autres. Lorsqu'elles se déplacent dans des directions opposées, les roches se déforment, car elles se plient légèrement et augmentent la pression. Finalement, ils atteindront un point de rupture. Une fois que la force de la roche a été dépassée, les roches reprendront leur forme normale, libérant toute cette énergie stockée sous forme de tremblement de terre. Plus il y a d'énergie stockée, plus le séisme est important. Rappelez-vous le diagramme contrainte-déformation de Crustal Deformation. Lorsque les roches sont soumises à une contrainte trop importante, elles subissent une rupture fragile (le tremblement de terre). La force de la roche a été dépassée à ce stade.

Les tremblements de terre proviennent d'un point appelé foyer (foci au pluriel). À partir de ce point, l'énergie se déplace vers l'extérieur dans différents types d'ondes. L'endroit sur la surface de la Terre directement au-dessus du foyer est appelé l'épicentre (Figure 13.2). Les foyers de tremblement de terre peuvent être peu profonds (moins de 70 km de la surface de la Terre) à profonds (plus de 300 km de profondeur), bien que les profondeurs faibles à intermédiaires soient beaucoup plus courantes. La fréquence et la profondeur des tremblements de terre sont liées aux limites des plaques. La grande majorité (95 %) des tremblements de terre se produisent le long d'une limite de plaque, avec des tremblements de terre à foyer peu profond ayant tendance à se produire aux limites de plaques divergentes et transformantes, et des tremblements de terre à foyer peu profond à intermédiaire à profond se produisant aux limites convergentes (le long de la plaque subductrice). Les séismes associés aux frontières convergentes se produisent le long des zones Wadati-Benioff, ou simplement Zones de Benioff, zones de sismicité plongeante le long de la plaque de subduction (Figure 13.3).

Lorsqu'un séisme se produit, deux types d'ondes différents sont produits : ondulations corporelles, appelés ainsi parce qu'ils voyagent à travers le corps de la Terre, et ondes de surface qui se déplacent le long de la surface de la Terre (figure 13.4). Il existe deux types d'ondes corporelles. Ondes P, ou ondes primaires, sont des ondes de compression qui se déplacent d'avant en arrière, similaires à l'action d'un accordéon. Au fur et à mesure que l'onde passe, les atomes du matériau qu'elle traverse sont comprimés et étirés. Le mouvement est de compression parallèle à la direction de propagation des ondes, ce qui fait des ondes P les plus rapides des ondes sismiques. Ces ondes peuvent traverser les solides, les liquides et les gaz car tous les matériaux peuvent être comprimés dans une certaine mesure. ondes S, ou ondes secondaires, sont des ondes de cisaillement qui déplacent le matériau dans une direction perpendiculaire à la direction de déplacement. Les ondes S ne peuvent traverser que les solides et sont plus lentes que les ondes P. Un mouvement similaire au mouvement de l'onde S peut être créé par deux personnes tenant une corde, l'une faisant claquer la corde rapidement. Alternativement, vous pouvez également penser à ce mouvement de vague similaire à la vague créée par les fans dans un stade qui se lèvent et s'assoient. Les ondes corporelles sont responsables des secousses et des secousses ressenties lors d'un tremblement de terre.

Les ondes de surface sont plus lentes que les ondes corporelles et ont tendance à produire plus de sensations de roulement pour ceux qui subissent un tremblement de terre, comme dans un bateau sur la mer. Parce que les ondes de surface sont situées à la surface du sol où se trouvent les humains (et leurs structures), et parce qu'elles se déplacent si lentement, ce qui les regroupe et augmente leur amplitude, elles sont les ondes sismiques les plus dommageables. Les ondes d'amour sont les ondes de surface les plus rapides, et elles déplacent la matière d'avant en arrière dans un plan horizontal perpendiculaire à la direction de déplacement des ondes (voir la figure 13.4). Les bâtiments ne supportent pas bien ce type de mouvement, et les vagues d'Amour peuvent être responsables de dommages considérables aux structures. Les ondes de Rayleigh font bouger la surface de la Terre dans un mouvement elliptique, similaire au mouvement d'une vague marine. Il en résulte un mouvement du sol de haut en bas et d'un côté à l'autre.


Focus & Epicentre d'un tremblement de terre

Où est le foyer du séisme ? Le foyer d'un tremblement de terre est le point où les roches commencent à se fracturer. C'est l'origine du tremblement de terre.

L'épicentre est le point terrestre situé directement au-dessus du foyer.

Focus d'un tremblement de terre, USGS

HYPOCENTRE d'un séisme

Le foyer est aussi appelé l'hypocentre d'un tremblement de terre. Les ondes vibrantes s'éloignent du foyer du séisme dans toutes les directions. Les vagues peuvent être si puissantes qu'elles atteindront toutes les parties de la Terre et la feront vibrer comme une fourche qui tourne.

Epicentre d'un tremblement de terre

Directement au-dessus du foyer sur la surface de la Terre se trouve l'épicentre du tremblement de terre. Les ondes sismiques commencent au foyer et se déplacent vers l'extérieur dans toutes les directions. Les ondes sismiques NE proviennent PAS de l'épicentre.

Nouvelles sur les tremblements de terre

La plupart des reportages sur les tremblements de terre listeront l'épicentre d'un tremblement de terre, puis indiqueront à quelle profondeur le tremblement de terre était à partir de l'épicentre. Les grands tremblements de terre qui se produisent dans les zones de subduction peuvent donner un foyer de tremblement de terre, mais ils se brisent en fait sur des centaines de kilomètres. Le séisme chilien de 1960 a éclaté le long de 800 kilomètres de la ligne de faille.

Séismes peu profonds

Échelle de Richter utilisée pour les séismes peu profonds
Les tremblements de terre à faible profondeur se produisent entre 0 et 40 milles de profondeur. Les séismes peu profonds sont beaucoup plus fréquents que les séismes profonds. Les plaques crustales se déplaçant les unes contre les autres produisent la plupart des tremblements de terre à faible profondeur ici sur Terre. Ces tremblements de terre sont généralement plus petits et les scientifiques utilisent l'échelle de Richter pour mesurer ces tremblements de terre.

Énergie libérée par les séismes à focale peu profonde
Les séismes peu profonds sont beaucoup plus dangereux que les séismes profonds. Ils libèrent 75 % de toute l'énergie produite par les tremblements de terre chaque année. Ce sont des tremblements de terre crustaux qui sont plus petits que les tremblements de terre à foyer profond.

Les tremblements de terre à foyer profond utilisent l'échelle de magnitude du moment

Les tremblements de terre à foyer profond se produisent à 180 milles ou plus sous la surface de la Terre. Ces séismes se produisent dans des arcs insulaires ou des tranchées océaniques profondes où une plaque glisse sur une autre dans les zones de subduction. Les grands tremblements de terre où une plaque glisse sur une autre plaque dans une zone de subduction déclenchent des tremblements de terre à foyer profond. Ce sont les plus gros tremblements de terre et les scientifiques utilisent l'échelle de magnitude du moment pour les mesurer.


Tremblements de terre et ondes sismiques

Un tremblement de terre consiste en des vibrations de la surface de la Terre qui suivent une libération d'énergie dans la croûte terrestre (Stein, pp. 215-285). La libération d'énergie peut provenir d'un glissement le long d'une faille géologique ou d'une zone de faille ou d'un mouvement de magma associé à l'activité volcanique. La pression dans la Terre peut s'accumuler et entraîner une flexion des unités géologiques, puis une rupture soudaine et un " accrochage " à une nouvelle orientation. Dans le processus de rupture, des vibrations appelées ondes sismiques sont générées. Ces ondes se déplacent vers l'extérieur de la source du tremblement de terre le long de la surface et à travers la Terre à des vitesses différentes selon les matériaux qu'elles traversent.

Sources de tremblements de terre et d'ondes sismiques

Les vibrations des tremblements de terre (ondes sismiques) peuvent être déclenchées par un certain nombre d'actions souterraines, notamment le mouvement le long des failles et l'activité volcanique. Certaines activités de l'homme, y compris l'utilisation d'explosifs et de méthodes mécaniques (par exemple, la chute de poids et le martèlement au marteau) peuvent provoquer des ondes sismiques. Les séismes les plus puissants sont causés par des mouvements de terre à grande échelle le long de failles. Les activités de l'homme sont parfois utilisées pour créer des ondes sismiques pour des études géophysiques souterraines en utilisant soit les méthodes de réfraction sismique ou de réflexion.

L'épicentre et le foyer d'un tremblement de terre

Le dessin ci-dessus illustre l'épicentre et le foyer d'un tremblement de terre. Le foyer est le point ou le centre où commence la libération d'énergie. L'épicentre est le point de la surface de la Terre situé directement au-dessus du foyer du séisme. Lorsque la libération d'énergie se produit, les ondes sismiques s'éloignent du foyer dans toutes les directions.

La photo (source : morgueFile.com) à gauche illustre les dommages typiques causés par les tremblements de terre à des blocs de pierre ou de maçonnerie. Les structures construites avec de nombreux matériaux sont sujettes aux dommages causés par les secousses causées par les ondes sismiques, généralement à proximité de l'épicentre d'un tremblement de terre. Des techniques et des matériaux de construction résistants aux séismes peuvent être utilisés pour minimiser les dommages causés par les vibrations sismiques intenses.

La discussion ci-dessus fournit des informations de base et des illustrations pour les tremblements de terre et les ondes sismiques. Pour approfondir ce sujet, d'excellentes publications ou les ressources d'Internet peuvent être explorées. Voici quelques hyperliens qui peuvent aider davantage à l'évaluation et à la description des tremblements de terre et des ondes sismiques :


Séismes d'introduction à la géologie

13.10 RÉPONSES DES ÉTUDIANTS 1. Pour Carrier, Oklahoma, quelle est l'heure approximative d'arrivée du premier

une. 10 secondes b. 15 secondes c. 21 secondes d. 30 secondes

2. Pour Marlow, Oklahoma, quelle est l'heure approximative de l'arrivée de la première onde S ?

une. 19 secondes b. 22 secondes c. 35 secondes d. 42 secondes

3. Pour Bolivar, Missouri, quelle est la différence entre les heures d'arrivée des ondes P et S ?

une. 10 secondes b. 20 secondes c. 40 secondes d. 55 secondes

4. Quelle est la distance approximative de l'épicentre à Carrier, Oklahoma ?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

5. Quelle est la distance approximative de l'épicentre à Marlow, Oklahoma ?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

6. Quelle est la distance approximative à l'épicentre de Bolivar, Missouri ?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

7. Regardez l'emplacement que vous avez déterminé était l'épicentre du tremblement de terre. Comparez son emplacement à Oklahoma City. Dans quelle direction se trouve l'épicentre d'Oklahoma City ?

une. sud-est b. nord-ouest c. nord-est d. sud-ouest

8. Examinez l'image avant et après de la cathédrale nationale. Sur la base des changements observés dans la structure, décidez où ce tremblement de terre tomberait le plus probablement sur l'échelle d'intensité de Mercalli modifiée. Sur la base de cette image, l'intensité la plus probable de ce séisme serait :

une. <IV b. V-VI c. VIId. VIII ou plus

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9. Les habitants de Port-au-Prince se sont plaints de secousses extrêmes pendant le tremblement de terre, tandis que les habitants de Saint-Domingue, la capitale de la République dominicaine située à 150 milles à l'est de Port-au-Prince, ont supposé que la secousse était causée par le décès de un gros camion. Sur la base de l'échelle d'intensité de Mercalli modifiée, les résidents de Port-au-Prince ont principalement ressenti une intensité de ___, tandis que les résidents de Saint-Domingue ont connu une intensité de ___.

une. VII, IIb. VIII, III ch. X, III d. X, IV

10. Un tremblement de terre important frappe San Mateo, en Californie, pendant que vous y êtes. Pendant la secousse, vous êtes pris à l'intérieur. Préféreriez-vous être au bâtiment de l'administration de la sécurité sociale des États-Unis (situé à South Claremont Street, San Mateo) ou avec les San Mateo Park Rangers (situés à J Hart Clinton Drive, San Mateo) ?

une. le bâtiment de l'administration de la sécurité sociale des États-Unis b. les Rangers du parc de San Mateo

11. Lors d'une visite en Californie, vous tombez gravement malade et devez vous rendre dans un hôpital. En raison de vos craintes d'un éventuel tremblement de terre, préférez-vous vous rendre à l'hôpital Highland à Oakland ou à l'hôpital Alameda à Alameda ?

une. Hôpital Highland, Oakland, Californie b. Hôpital d'Alameda, Alameda, Californie

12. Après quelle année le nombre de séismes de magnitude 3 ou plus commence-t-il à augmenter de manière significative ?

une. 2007 b. 2009 ch. 2011 d. 2015

13. Après quelle année le nombre de puits de fracturation commence-t-il à augmenter de manière significative ?

une. 2007 b. 2009 ch. 2011 d. 2015

14. D'après le graphique que vous avez construit, est-ce que les séismes importants et le nombre de puits de fracturation semblent être liés ?

15. Quelle était la longueur de la rupture (la longueur de la faille qui a été affectée) ?

une. 25 milles b. 74 milles c. 198 milles d. 296 milles e. 408 milles

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16. Localisez l'épicentre du séisme de 1906. La quantité de glissement horizontal diminue-t-elle plus rapidement le long de l'extrémité nord ou de l'extrémité sud de la rupture ?

une. extrémité nord de la rupture b. extrémité sud de la rupture

17. Quelle était l'intensité des secousses à Sacramento ?

une. lumière b. fort c. sévère d. violente e. extrême

18. Quelle était l'intensité des secousses à Sébastopol ?

une. lumière b. fort c. sévère d. violente e. extrême

19. Sur la base de la carte, seriez-vous plus susceptible de subir un tremblement de terre de magnitude >6,7 d'ici 2031 si vous vivez dans la région nord-ouest de la baie ou dans le sud-est de la région ?

20. Sur la base de la carte de liquéfaction, les zones sont-elles plus dangereuses à l'intérieur des terres ou le long de la côte ?

une. intérieur b. le long de la côte

13.1 InTroduCTIon Ce fut le jour le plus meurtrier de la

histoire du mont. Everest. Le 25 avril 2015, un séisme de magnitude 7,8 a frappé le Népal. Cela a déclenché une avalanche qui a tué 19 alpinistes sur le mont. Everest. Au Népal, plus de 8 800 personnes sont mortes, et beaucoup d'autres ont été blessées et se sont retrouvées sans abri. Des centaines de répliques (séismes plus petits qui suivent un séisme plus important) se sont produites depuis (Figure 13.1).

Les tremblements de terre ne sont pas nouveaux dans cette région. Un nombre de morts similaire a été enregistré lors d'un tremblement de terre de 1934, et de nombreux autres tremblements de terre plus petits se sont produits au cours des temps historiques. Un séisme de 1833 d'une magnitude similaire a fait moins de 500 morts, bien que cela soit probablement dû à deux très gros tremblements de terre (des tremblements de terre plus petits qui précèdent le séisme principal) qui ont alarmé la plupart des habitants, ce qui était plus sûr pour eux. . Dans le monde entier, il y a eu des tremblements de terre beaucoup plus meurtriers et plus forts juste au cours de ce siècle (Haïti, 2010 – 316 000 morts Sumatra, 2004 – 227 000 morts, à la fois avec des décès liés aux secousses du sol et aux autres dangers créés par le tremblement de terre). Les tremblements de terre donnent aux géologues des informations précieuses sur la Terre, à la fois l'intérieur, comme nous l'avons appris dans le chapitre Intérieur de la Terre, et sur les conditions à la surface de la Terre (la plupart des tremblements de terre se produisent aux limites des plaques, comme nous l'avons appris dans le chapitre Tectonique des plaques, Figure 4.8).

graphique 13.1 | Une carte du principal séisme qui a frappé le Népal le 25 avril 2015, ainsi qu'une réplique majeure le 12 mai, et de nombreuses (>100) autres répliques (en rouge - notez l'échelle de magnitude en haut à droite). Auteur : USGS Source : USGS Licence : Domaine public

13 tremblements de terreRanda Harris

Séismes d'introduction à la géologie

Après avoir terminé ce chapitre, vous devriez être capable de : • Comparer et contraster les différents types d'ondes sismiques • Comprendre les différentes échelles utilisées pour mesurer les tremblements de terre, et

les appliquer à la quantité de dévastation • Comprendre comment les différents matériaux géologiques se comportent au cours d'un

tremblement de terre et l'impact qui en résulte sur les structures • Expliquer comment se situe l'épicentre d'un tremblement de terre • Explorer la relation entre l'industrie de la fracturation hydraulique et la sismicité

13.2 L'ePICenTer, la mise au point et les vagues Un tremblement de terre est comme un télégramme de la Terre. Il envoie un message sur la

conditions sous la surface de la Terre. Les secousses ou tremblements ressentis lors d'un tremblement de terre sont le résultat d'une libération rapide d'énergie à l'intérieur de la Terre, généralement à la suite d'un mouvement le long de failles géologiques. Souvenez-vous de la faille décrochante du chapitre Déformation de la croûte. Les roches de chaque côté de la faille glissent les unes sur les autres. Lorsqu'elles se déplacent dans des directions opposées, les roches se déforment, car elles se plient légèrement et augmentent la pression. Finalement, ils atteindront un point de rupture. Une fois que la force de la roche a été dépassée, les roches reprendront leur forme normale, libérant toute cette énergie stockée sous forme de tremblement de terre. Plus il y a d'énergie stockée, plus la terre est grande.

• Zones bénignes • Ondes corporelles • Épicentre • Focalisation • Sismicité induite • Intensité • Liquéfaction • Ondes d'amour

• Magnitude • Ondes P • Ondes Rayleigh • Ondes S • Sismogramme • Sismographe • Sismologie • Ondes de surface

graphique 13.2 | Une illustration représentant le foyer, d'où provient le séisme, et l'épicentre, le point sur la surface du sol directement au-dessus du foyer. auteur : source inconnue : Wikimedia Commons licence : GNU Free Documentation

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le tremblement de terre est. Rappelez-vous le diagramme contrainte-déformation de Crustal Deformation. Lorsque les roches sont soumises à une contrainte trop importante, elles subissent une rupture fragile (le tremblement de terre). La force de la roche a été dépassée à ce stade.

Les tremblements de terre proviennent d'un point appelé foyer (foci au pluriel). À partir de ce point, l'énergie se déplace vers l'extérieur dans différents types d'ondes. L'endroit sur la surface de la Terre directement au-dessus du foyer est appelé l'épicentre (Figure 13.2). Les foyers de tremblement de terre peuvent être peu profonds (moins de 70 km de la surface de la Terre) à profonds (plus de 300 km de profondeur), bien que les profondeurs faibles à intermédiaires soient beaucoup plus courantes. La fréquence et la profondeur des tremblements de terre sont liées aux limites des plaques. La grande majorité (95 %) des séismes se produisent le long d'une limite de plaque, avec des séismes à foyer peu profond ayant tendance à se produire aux frontières de plaques divergentes et transformantes, et des séismes à foyer peu profond à intermédiaire à profond se produisant aux frontières convergentes (le long de la plaque subductrice). Les séismes associés aux frontières convergentes se produisent le long des zones Wadati-Benioff, ou simplement des zones Benioff, zones de sismicité plongeante le long de la plaque subductrice (Figure 13.3).

Lorsqu'un tremblement de terre se produit, deux types d'ondes différents sont produits, les ondes corporelles, ainsi appelées parce qu'elles traversent le corps de la Terre, et les ondes de surface qui se déplacent le long de la surface de la Terre (Figure 13.4). Il existe deux types d'ondes corporelles. Les ondes P, ou ondes primaires, sont des ondes de compression qui se déplacent d'avant en arrière, comme l'action d'un accordéon. Au fur et à mesure que l'onde passe, les atomes du matériau qu'elle traverse sont comprimés et étirés. Le mouvement est de compression parallèle à la direction de propagation des ondes, ce qui fait des ondes P les plus rapides des ondes sismiques. Ces ondes peuvent traverser les solides, les liquides et les gaz, car tous les matériaux peuvent être comprimés dans une certaine mesure. Les ondes S, ou ondes secondaires, sont des ondes de cisaillement qui déplacent le matériau dans une direction perpendiculaire à la direction de déplacement. Les ondes S ne peuvent traverser que les solides et sont plus lentes que les ondes P. Un mouvement similaire au mouvement d'onde S peut être créé par deux personnes

graphique 13.3 | Il s'agit d'une coupe transversale de sismicité, prise le long de la plaque de subduction dans une frontière convergente océan-océan aux îles Kouriles, situées juste au nord-est du Japon. Les foyers sont situés dans la dalle descendante. Seules les substances fragiles (comme la lithosphère) peuvent générer des tremblements de terre, il doit donc s'agir de la dalle de subduction. L'étoile représente l'emplacement d'un séisme de magnitude 8,3 qui s'est produit le 15/11/06. auteur : USGS source : Wikimedia Commons licence : domaine public

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ing une corde, avec un casser la corde rapidement. Alternativement, vous pouvez également penser à ce mouvement de vague similaire à la vague créée par les fans dans un stade qui se lèvent et s'assoient. Les ondes corporelles sont responsables des secousses et des secousses ressenties lors d'un tremblement de terre.

Les ondes de surface sont plus lentes que les ondes corporelles et ont tendance à produire plus de sensations de roulis pour ceux qui subissent un tremblement de terre, comme si vous étiez dans un bateau sur la mer. Parce que les ondes de surface sont localisées à la surface du sol, là où se trouvent les humains (et leurs structures), et parce qu'elles se déplacent si lentement, ce qui les regroupe et augmente leur amplitude, elles sont les plus dommageables des ondes sismiques. Les ondes d'amour sont les ondes de surface les plus rapides et elles déplacent la matière d'avant en arrière dans un plan horizontal perpendiculaire à la direction de déplacement des ondes (voir la figure 13.4). Les bâtiments ne supportent pas bien ce type de mouvement, et les vagues d'Amour peuvent être responsables de dommages considérables aux structures. Les ondes de Rayleigh font bouger la surface de la Terre selon un mouvement elliptique, semblable au mouvement d'une vague marine. Il en résulte un mouvement du sol de haut en bas et d'un côté à l'autre.

13.3 séIsmoloGie Les tremblements de terre ont été vécus par les humains aussi longtemps que les humains ont erré

la Terre, bien que la plupart des cultures anciennes aient développé des mythes pour les expliquer (y compris la vision de grandes créatures à l'intérieur de la Terre qui se déplaçaient pour créer le tremblement de terre). L'étude des tremblements de terre, appelée sismologie, a commencé à prendre son essor avec le développement d'instruments capables de détecter les tremblements de terre cet instrument, appelé sismographe, peut mesurer la moindre des vibrations de la Terre (Figure 13.5). Un sismographe typique consiste en une masse suspendue à une ficelle à partir d'un cadre qui se déplace au fur et à mesure que la surface de la Terre se déplace. Un tambour rotatif est attaché au cadre, et un stylo attaché à la masse, de sorte que le mouvement relatif est enregistré dans un sismogramme. C'est le cadre (attaché au sol) qui se déplace lors d'un tremblement de terre - le sus-

graphique 13.4 | Les différents types d'ondes sismiques. Les ondes corporelles, dans la partie supérieure de la figure, se composent d'ondes P et d'ondes S. Le mouvement de l'onde P est de compression. Le marteau sur la gauche met la vague en mouvement. La flèche à droite montre la direction générale de la vague. Dans l'onde S, le mouvement est ondulant. Les ondes de surface sont représentées dans la partie inférieure du graphique. Les ondes d'amour se déplacent de la même manière que les ondes S, entraînant un déplacement horizontal de la surface de la Terre. Les ondes de Rayleigh sont des ondes de surface qui se déplacent un peu comme une vague le long de la surface de l'eau. auteur : USGS source : Wikimedia Commons licence : domaine public

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la masse suspendue reste généralement immobile en raison de l'inertie (la tendance d'un corps à rester au repos et à résister au mouvement).

13.3.1 comment les séismes sont-ils mesurés ?

Les conséquences tragiques des tremblements de terre peuvent être mesurées de plusieurs manières, comme le nombre de morts ou la force des secousses du sol. Deux mesures en particulier sont couramment utilisées. L'un est une mesure qualitative des dommages infligés par le tremblement de terre, et il s'agit de l'intensité. La seconde est une mesure quantitative de l'énergie libérée par le séisme, appelée magnitude. Les deux mesures fournissent des données significatives.

13.3.2 Intensité du séisme

Les mesures d'intensité tiennent compte à la fois des dommages subis par le séisme et de la façon dont les gens y réagissent. L'échelle d'intensité de Mercalli modifiée (figure 13.6) est l'échelle la plus largement utilisée pour mesurer l'intensité des séismes. Cette échelle a des valeurs allant des chiffres romains I à XII qui caractérisent les dégâts observés et les réactions des personnes. Les données pour cette échelle sont souvent collectées juste après un tremblement de terre en demandant à la population locale de répondre à des questions sur les dommages qu'elle constate et ce qui s'est passé pendant le tremblement de terre. Ces informations peuvent ensuite être regroupées pour créer une carte d'intensité, qui crée des zones colorées en fonction des informations collectées (Figure 13.7). Ces cartes sont fréquemment utilisées par le secteur des assurances.

graphique 13.5 | Un sismographe et le sismogramme qu'il produit. auteur : Utilisateur « Yamaguchi » source : Wikimedia Commons licence : CC BY-SA 3.0

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Intensité Caractéristiques I Tremblement non ressenti dans des circonstances normales. II Tremblement ressenti uniquement par les personnes au repos, principalement le long des étages supérieurs des immeubles. III Faibles secousses ressenties par les personnes à l'intérieur. Beaucoup ne reconnaissent pas cela comme un tremblement de terre. Vibration-

tions similaires à un gros véhicule qui passe. IV Légère secousse ressentie à l'intérieur par beaucoup, à l'extérieur par peu. La nuit, certains ont été réveillés. Vaisselle, portes et

les fenêtres ont perturbé les murs ont craqué. Sensation comme un camion lourd heurtant un bâtiment. Les voitures basculent sensiblement. V Secousses modérées ressenties par la plupart des personnes réveillées. Quelques plats et vitres cassés. Objets instables

renversé. VI Forte secousse ressentie par tous, avec beaucoup de peur. Les meubles lourds peuvent bouger et le plâtre se briser. Endiguer-

l'âge est léger. VII Des secousses très fortes envoient tout à l'extérieur. Les bâtiments bien conçus subissent des dommages minimes légers à modérés

dommages dans les bâtiments ordinaires dommages considérables dans les structures mal construites. VIII Tremblements violents. Les bâtiments bien conçus subissent de légers dommages des dommages considérables dans les constructions ordinaires

provoque de gros dégâts dans les structures mal construites. IX Violente secousse. Les bâtiments bien conçus subissent des dommages considérables les bâtiments sont déplacés des fondations,

avec un effondrement partiel. Les canalisations souterraines sont cassées. X Tremblements extrêmes. Certaines structures en bois bien construites sont détruites la plupart des structures de maçonnerie et de charpente

sont détruits. Glissements de terrain considérables. XI Peu de structures restent debout. Les ponts sont détruits et de grandes fissures s'ouvrent dans le sol. XII Dommage total. Objets projetés en l'air.

graphique 13.6 | (Ci-dessus) Un tableau abrégé de l'échelle d'intensité de Mercalli modifiée. L'intensité d'un séisme particulier est déterminée par les dommages maximum subis. auteur : Randa Harris source : uvre originale licence : CC BY-SA 3.0

graphique 13.7 | (À droite) Une carte d'intensité pour le tremblement de terre de San Fernando dans le sud de la Californie le 2/9/76. Notez que près de l'épicentre (marqué par une étoile), l'intensité était extrême. auteur : USGS source : Wikimedia Commons licence : domaine public

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13.3.3 magnitude du séisme

Une autre façon de classer un tremblement de terre est l'énergie libérée pendant l'événement, c'est ce qu'on appelle la magnitude du tremblement de terre. Alors que la magnitude a été mesurée à l'aide de l'échelle de Richter, à mesure que la fréquence des mesures des tremblements de terre dans le monde augmentait, on s'est rendu compte que l'échelle de magnitude de Richter n'était pas valable pour tous les tremblements de terre (elle n'est pas précise pour les tremblements de terre de grande magnitude). Une nouvelle échelle appelée Moment Magnitude Intensity Scale a été développée, qui maintient une échelle similaire à l'échelle de Richter. Cette échelle estime l'énergie totale libérée par un séisme et peut être utilisée pour caractériser des séismes de toutes tailles à travers le monde. La magnitude est basée sur le moment sismique (estimé sur la base des mouvements du sol enregistrés sur un sismogramme), qui est le produit de la distance parcourue par une faille et de la force nécessaire pour la déplacer. Cette échelle fonctionne particulièrement bien avec des séismes plus importants et a été adoptée par le United States Geological Survey. La magnitude est basée sur une échelle logarithmique, ce qui signifie que pour chaque nombre entier que vous augmentez, l'amplitude du mouvement du sol enregistré par un sismographe augmente de 10 et l'énergie libérée augmente de 101,5, plutôt que de un (de sorte qu'un séisme de magnitude 3 dans dix fois plus de tremblements de terre comme un séisme de magnitude 2, un séisme de magnitude 4 a 102 ou 100 fois le niveau de tremblements de terre comme un séisme de magnitude 2 (libérant 103 ou 1000 fois plus d'énergie). , voir la figure 13.8. Pourquoi est-il nécessaire d'avoir plus d'un type d'échelle ? L'échelle de magnitude permet de caractériser à l'échelle mondiale tout séisme, contrairement à l'échelle d'intensité. Avec une échelle d'intensité, un IV en un l'emplacement pourrait être classé II ou III dans un autre emplacement, en fonction de la construction du bâtiment (par exemple, les bâtiments mal construits subiront plus de dommages dans le même séisme de magnitude que ceux construits avec une construction plus solide).

13.4 LOCALISATION D'UN ÉPICENTE DE TREMBLÈME DE TERRE Lors d'un séisme, des ondes sismiques sont envoyées partout dans le monde. Bien qu'ils

peuvent s'affaiblir avec la distance, les sismographes sont suffisamment sensibles pour encore détecter ces ondes. Afin de déterminer l'emplacement d'un épicentre sismique, les sismographes

Ampleur Typique Intensité maximale modifiée de Mercalli 1,0 – 2,9 I 3,0 – 3,9 II – III 4,0 – 4,9 IV – V 5,0 – 5,9 VI – VII 6,0 – 6,9 VII – IX 7,0 et plus VIII ou plus

graphique 13.8 | Une comparaison des échelles de magnitude et d'intensité pour les tremblements de terre. auteur : Randa Harris source : uvre originale licence : CC BY-SA 3.0

Séismes d'introduction à la géologie

d'au moins trois endroits différents sont nécessaires pour un événement particulier. Dans la figure 13.9, il y a un exemple de sismogramme d'une station qui comprend un tremblement de terre mineur.

Une fois que trois sismographes ont été localisés, trouvez l'intervalle de temps entre l'arrivée de l'onde P et l'arrivée de l'onde S. Déterminez d'abord l'arrivée de l'onde P et lisez jusqu'en bas du sismogramme pour noter à quelle heure (généralement indiquée en secondes) l'onde P est arrivée. Ensuite, faites de même pour l'onde S. L'arrivée des ondes sismiques sera reconnue par une augmentation de l'amplitude – recherchez un changement de modèle à mesure que les lignes deviennent plus hautes et plus rapprochées (ex. Figure 13.10).

En regardant le temps entre les arrivées des ondes P et S, on peut déterminer la distance à la

tremblement de terre de cette station, avec des intervalles de temps plus longs indiquant une plus grande distance. Ces distances sont déterminées à l'aide d'une courbe de temps de trajet, qui est un graphique des temps d'arrivée des ondes P et S (voir Figure 13.11).

Bien que la distance à l'épicentre puisse être déterminée à l'aide d'un graphique de temps de trajet, la direction ne peut pas être indiquée. Un cercle avec un rayon de la distance au séisme peut être tracé. Le tremblement de terre s'est produit quelque part le long de ce cercle. La triangulation est nécessaire pour déterminer exactement où cela s'est produit. Trois sismographes sont nécessaires. Un cercle est tracé à partir de chacun des trois emplacements différents du sismographe, où le rayon de chaque cercle est égal à la distance entre cette station et l'épicentre. L'endroit où ces trois cercles se croisent est l'épicentre (Figure 13.12).

graphique 13.9 | Ce sismogramme se lit de gauche à droite et de haut en bas. Notez le petit tremblement de terre qui est marqué et le changement d'amplitude des vagues qui en résulte à ce point. auteur : USGS source : USGS licence : domaine public

graphique 13.10 | Un exemple de sismogramme avec l'arrivée des ondes P et S incluse. Notez comment l'arrivée des vagues est marquée par une augmentation de la hauteur des vagues (appelée amplitude) et par des vagues plus compactes. Cet exemple n'inclut pas le temps en bas, mais ceux de l'exercice en laboratoire le feront. auteur : utilisateur « Pekachu » source : Wikimedia Commons licence : domaine public

Séismes d'introduction à la géologie

figure 13.11 | Un graphique du temps de trajet qui inclut l'arrivée des ondes P et S. Notez que ces courbes tracent la distance en fonction du temps et sont calculées sur la base du fait que la Terre est une sphère. Les courbes varient avec la profondeur du séisme parce que les ondes se comportent différemment (c'est-à-dire que leurs vitesses changent) avec la profondeur et le changement de matériau. Cette courbe particulière est utilisée pour les tremblements de terre peu profonds (<20 km de profondeur) avec des stations à moins de 800 km. La courbe S-P fait référence à la différence de temps entre l'arrivée de l'onde P et de l'onde S. Si vous avez noté sur votre sismogramme que l'onde P est arrivée à 10 secondes et que l'onde S est arrivée à 30 secondes, la différence entre les heures d'arrivée serait de 20 secondes. Vous liriez les 20 secondes de l'axe des y ci-dessus jusqu'à la ligne S-P, puis vous descendriez pour déterminer la distance jusqu'à l'épicentre. Dans ce cas, il serait d'environ 200 kilomètres. auteur : Randa Harris source : uvre originale licence : CC BY-SA 3.0

graphique 13.12 | Afin de localiser cet épicentre du tremblement de terre, des sismogrammes de Portland, Salt Lake City et Los Angeles ont été utilisés. Le temps entre les arrivées des ondes P et S a été calculé, et les tables de temps de trajet ont donné une distance. Circles with each distance for its radii were drawn from each station. The one resulting overlap, at San Francisco, was the earthquake epicenter. author: Randa Harris source: Original Work license: CC BY-SA 3.0

Introductory GeoloGy earthquakes

13.5 lab exerCIse Part a – locating an epicenter

You will determine the location of an earthquake epicenter using seismograms from Carrier, Oklahoma, Smith Ranch in Marlow, Oklahoma, and Bolivar Missouri available at the end of this chapter. These are actual seismograms that you will be reading, from an actual event. For each, three different readouts are given, as the seismograph measured in three different axes. You may focus on any of the three readouts for each station, as all will have the same arrival times for each wave. First, determine when the P and S waves arrived, and note these times (remember to look for a pattern change as lines get taller and more closely spaced). Mark both the arrival of the P-wave and S-wave, then using the time scale in seconds, note the time difference between the P and S wave arrivals. Add this to the table below for each of the three seismograms.

Station P-wave arrival time (sec) S-wave arrival

time (sec) Difference between P

and S travel times (sec) Distance to Epicenter

from Station (km) Carrier, OK Marlow, OK Bolivar, MO

The difference between the P and S wave arrivals will be used to determine the distances to the epicenter from each station using Figure 13.11. Make sure that you use the curve for S-P Difference – find the seconds on the y-axis, read over to the S-P curve, then draw a line down to the x- axis for distance. Add the values to the table above. Now you need to create the circles from each station using Figure 13.13, a map with the three stations on it. This map includes a legend in kilometers. For each station, note the dis- tance to the epicenter. Using a drafting compass (or alternately, tie a string to a pencil, cut the string the length of the distance to the epicenter, pin it at the station, and draw a circle, with the pencil stretched out the full distance of the string), you will create the circle. First, measure the scale on the map in Figure 13.13 in centimeters, and use that to convert your distances in kilometers to centimeters (ex. the map’s scale of 100 km = 2.1 cm on your ruler, so if you had a measured distance from one station of 400 km, that would equal 8.4 cm on your ruler). For this fictional example, starting at the station, use the drafting compass to make a circle that is 8.4 cm in radius. Create a circle for each of the three stations, using their different distances to the epicenter. They should overlap (or nearly overlap) in one location. The location where they overlap is the approximate epicenter of the earthquake. Once done, answer the questions below.

Introductory GeoloGy earthquakes

1. For Carrier, Oklahoma, what is the approximate time of the arrival of the first P-wave?

une. 10 seconds b. 15 seconds c. 21 seconds d. 30 seconds

2. For Marlow, Oklahoma, what is the approximate time of the arrival of the first S-wave?

une. 19 seconds b. 22 seconds c. 35 seconds d. 42 seconds

3. For Bolivar, Missouri, what is the difference between the P and S wave arrival times?

une. 10 seconds b. 20 seconds c. 40 seconds d. 55 seconds

4. What is the approximate distance to the epicenter from Carrier, Oklahoma?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

5. What is the approximate distance to the epicenter from Marlow, Oklahoma?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

figure 13.13 author: Google Earth source: Google Earth license: Used with attribution per Google’s Permissions Guidelines

Introductory GeoloGy earthquakes

6. What is the approximate distance to the epicenter from Bolivar, Missouri?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

7. Look at the location that you determined was the earthquake epicenter. Compare its location to Oklahoma City. Which direction is the epicenter located from Oklahoma City?

une. southeast b. northwest c. northeast d. southwest

On January 12, 2010, a devastating magnitude 7.0 earthquake hit 16 miles west of Port-au-Prince, the capital of Haiti. At the following website, images are given of areas in Port-au-Prince both before the earthquake and soon after the earthquake, with a slider bar so that you can compare them. Access these images at: http:// www.nytimes.com/interactive/2010/01/14/world/20100114-haiti-im- agery.html (or alternately at http://elearningexamples.com/the-destruc- tion-in-port-au-prince-2/) and note the changes in many areas due to damage from the earthquake.

8. Examine the before and after image of the National Cathedral. Based on the changes seen within the structure, decide where this earthquake would most likely fall on the Modified Mercalli Intensity Scale. Based off this image, the most likely intensity of this earthquake would be:

une. <IV b. V-VI c. VII d. VIII or greater

9. Residents in Port-au-Prince complained of extreme shaking during the earthquake, while residents of Santo Domingo, the capital of the Dominican Republic that sits 150 miles east of Port-au-Prince, assumed the shaking was caused by the passing of a large truck. Based on the Modified Mercalli Intensity Scale, the residents of Port-au-Prince mostly like experienced an intensity of ___, while the residents of Santo Domingo experienced an intensity of ___.

une. VII, II b. VIII, III c. X, III d. X, IV

13.6 hazards from earThQuaKes Earthquakes are among nature’s most destructive phenomena, and there are

numerous hazards associated with them. Ground shaking itself leads to falling structures, making it the most dangerous hazard. The intensity of ground shaking depends on several factors, including the size of the earthquake, the duration of shaking, the distance from the epicenter, and the material the ground is made of. Solid bedrock will not shake much during a quake, rendering it safer than otherhttp://www.nytimes.com/interactive/2010/01/14/world/20100114-haiti-imagery.htmlhttp://www.nytimes.com/interactive/2010/01/14/world/20100114-haiti-imagery.htmlhttp://www.nytimes.com/interactive/2010/01/14/world/20100114-haiti-imagery.htmlhttp://elearningexamples.com/the-destruction-in-port-au-prince-2/http://elearningexamples.com/the-destruction-in-port-au-prince-2/

Introductory GeoloGy earthquakes

ground materials. Artificial fill refers to areas that have been filled in for construc- tion and/or waste disposal (think of a hill that gets cleared for a shopping mall – the soil that was removed is dumped somewhere else as artificial fill). Sediment is not compacted in areas of artificial fill, but compaction will occur during the shak- ing of an earthquake, leading to structure collapse. Artificial fill sediments behave similarly to water-saturated sediments. As they shake, they may experience lique- faction, in which the sediments behave like a fluid. Normally, friction between grains holds them together. Once an earthquake occurs, water surrounds every grain, eliminating the friction between them and causing them to liquefy (Figure 13.14). This can be very dangerous. Seismic waves will amplify as they come in contact with these weaker materials, leading to even more damage.

Other hazards associated with earthquakes include fire (as gas lines rupture), which may be difficult to combat as water lines may also be ruptured. The vast majority of damage during the 1906 San Francisco earthquake was due to fire. Earthquakes can trigger tsunamis, large sea waves created by the dis- placement of a large volume of water during fault move- ment. The Sumatra-Anda- man earthquake in 2004 triggered a tsunami in the

Indian Ocean that resulted in 230,000 deaths. Earthquakes can trigger landslides in mountainous areas, and initiate secondary hazards such as fires, dam breaks, chemical spills, or even nuclear disasters like the one at Fukushima Daiichi Nucle- ar Power Plant in Japan. Earthquake-prone areas can take steps to minimize de- struction, such as implementing strong building codes, responding to the tsunami warning system, addressing poverty and social vulnerability, retrofitting existing buildings, and limiting development in hazardous zones.

13.7 lab exerCIse Part b – liquefaction

Download the kml file from the USGS for Google Earth found here: http:// earthquake.usgs.gov/regional/nca/bayarea/kml/liquefaction.kmz (Al- ternately the file can be downloaded from this site: http://earthquake.usgs. gov/regional/nca/bayarea/liquefaction.php). Note that this file adds a lay- er of liquefaction susceptibility, with areas more likely to experience liquefaction

figure 13.14 | A diagram depicting liquefaction. In the water- saturated sediment on the left, the pore (open) spaces between the grains are filled with water, but friction holds the grains together. In liquefaction, on the right, water surrounds the grains so that they no longer have contact with each other, leading them to behave as a liquid. author: Randa Harris source: Original Work license: CC BY-SA 3.0http://earthquake.usgs.gov/regional/nca/bayarea/kml/liquefaction.kmzhttp://earthquake.usgs.gov/regional/nca/bayarea/kml/liquefaction.kmzhttp://earthquake.usgs.gov/regional/nca/bayarea/liquefaction.phphttp://earthquake.usgs.gov/regional/nca/bayarea/liquefaction.php

Introductory GeoloGy earthquakes

in yellow, orange, or red. Once in Google Earth, type in San Francisco, CA. Zoom in to less than 25 miles to see the layers added and note where liquefaction is most likely, then answer the following questions. When necessary, type locations into the Search box to locate them.

10. A significant earthquake hits San Mateo, California while you are there. During the shaking you are caught indoors. Would you rather be at the US Social Security Administration Building (located at South Claremont Street, San Mateo) or with the San Mateo Park Rangers (located at J Hart Clinton Drive, San Mateo)?

une. the US Social Security Administration Building b. the San Mateo Park Rangers

11. While visiting California, you become violently ill and must visit a hospital. Based off of your fears of a possible earthquake occurring, would you rather go to Highland Hospital in Oakland or Alameda Hospital in Alameda?

une. Highland Hospital, Oakland, CA b. Alameda Hospital, Alameda, CA

13.8 InduCed seIsmICITy The number of significant earthquakes within the central and eastern United

States has climbed sharply in recent years. During the thirty-six year period between 1973 and 2008, only 21 earthquakes with a magnitude of 3.0 or greater occurred. During the 5 year period of 2009-2013, 99 earthquakes of that size occurred within the same area, with 659 earthquakes in 2014 alone and well over 800 earthquakes in 2015 just in Oklahoma (see the blue and red line on the graph in Figure 13.15).

Human intervention is apparently the cause, resulting in induced seismicity (earthquakes caused by human activities). Humans have induced earthquakes in the past (for example, impounding reservoirs has led to earthquakes in Georgia), but this rapid increase in induced seismicity has led to much current research into the problem. Evidence points to several contributing factors, all related to types of fluid injection used by the oil industry. Hydraulic fracturing, also referred to as fracking, has been used for decades by oil and gas companies to improve well pro- duction. Fluid (usually water, though other fluids are often present) is injected at high pressure into low-permeability rocks in an effort to fracture the rock. As more fractures open up within the rock, fluid flow is enhanced and more distant fluids can be accessed, increasing the production of a well. In the past, this practice was utilized in vertical wells. With the recent advent of horizontal drilling technology, the fracking industry has really taken off. Drillers can now access thin horizon- tal oil and gas reservoirs over long distances, highly increasing well production in rocks that formerly were not exploited, creating a boom in US gas and oil pro- duction. While there have been many reports in the public that blame fracking for all of the increased seismicity rates, this is not entirely the case. Fracking mainly

Introductory GeoloGy earthquakes

produces very minor earthquakes (less than magnitude 3), though it has been shown to produce signifi- cant earthquakes on occasion. The majority of induced earthquakes are caused by injection of wastewater deep underground. This wastewater is the byproduct of fracking, so ulti- mately the industry is to blame.

As wells are developed (by fracking or other processes), large amounts of waste fluid, which may contain potentially hazardous chem- icals, are created. When the fluids cannot be recycled or stored in re- tention ponds above ground, they are injected deep underground, the- oretically deep enough to not come into contact with oil reservoirs or water supplies. These wastewater wells are quite common and are con- sidered a safe option for wastewater disposal. By injecting this water in areas that contain faults, the stress conditions on the faults change as friction is reduced, which can result in movement along faults (resulting in earthquakes).

For our lab exercise, we will focus on the state of Oklahoma, and the in- creased seismicity there (Figure 13.16).

The USGS has focused some re- search on the seismicity in Oklaho- ma and determined that the main seismic hazard within the state is the disposal of wastewater from the oil and gas industry by deep injection, though some smaller quakes (mag- nitude 0.6 to 2.9) have been shown to correlate directly to fracking. A 50% increase in earthquake rate has occurred within the state since 2013. One large earthquake of 5.7 magnitude struck in No- vember, 2011, and has been linked to an active wastewater injection site

200 me- ters away. A 4.7 magnitude earthquake struck in November 2015, too.

figure 13.15 | Chart of increased seismicity of magnitude 3 or greater earthquakes within the central and eastern U.S. from 1973-2015. The spatial distribution of the earthquakes is shown on the map, with blue dots representing quakes from 1973-2008, and red dots representing quakes from 2009-2015. author: USGS source: USGS license: Public Domain

figure 13.16 | Earthquakes that occurred within Oklahoma from 1970 – 5/27/15 are depicted above. Please note that the colors indicate year and the size indicates magnitude (see legend on image). The inset image is a close-up view of the outlined box. author: USGS source: USGS license: Public Domain

Introductory GeoloGy earthquakes

13.9 lab exerCIse Part C – Induced seismicity

The table below contains data regarding the number of fracking wells within the state of Oklahoma and the number of significant earthquakes (magnitude 3 or greater) that have occurred since 2000. Before answering the questions for this lab exercise, plot the information in the table below on the graph that is provided note that the graph has two y-axes, one for the number of fracking wells and the other for the number of earthquakes.

Year # of Fracking Wells in Oklahoma # of Earthquakes greater than M 3 2000 0 0 2001 0 0 2002 0 3 2003 0 0 2004 0 2 2005 0 1 2006 0 2 2007 0 1 2008 1 2 2009 4 20 2010 1 43 2011 637 63 2012 1,568 34 2013 470 109 2014 No Data 585 2015 No Data 850

(From: http://www.oudaily.com/news/oklahoma-reports-surge-in-earthquakes-during/arti- cle_79a364da-a1d4-11e5-894a-5ba84c8399c1.html)

Note: Information on number of fracked wells was obtained by SkyTruth through accessing FracFocus. Oklahomans are required to report all fracked wells, but the site was only created in 2011, so some wells may have not been retroactively added pre-2011. Seismic data was obtained through the USGS.

Introductory GeoloGy earthquakes

12. After what year does the number of magnitude 3 or greater earthquakes begin to rise significantly?

une. 2007 b. 2009 c. 2011 d. 2015

13. After what year does the number of fracking wells begin to rise significantly?

une. 2007 b. 2009 c. 2011 d. 2015

14. Based on the graph that you constructed, do significant earthquakes and the number of fracking wells appear to be related?

The exercises that follow use Google Earth. Let’s start by examining the 1906 earthquake that hit Northern California. Access the following website: http:// earthquake.usgs.gov/regional/nca/virtualtour/

There are several links of interest here. Spend some time familiarizing yourself with the site. Scroll down to the section entitled “The Northern California Earth- quake, April 18, 1906” and open the link. The San Andreas Fault is

800 miles long, located in California. In 1906, a major earthquake occurred along a portion of the fault. Scroll down and check out the Rupture Length and Slip.http://earthquake.usgs.gov/regional/nca/virtualtour/http://earthquake.usgs.gov/regional/nca/virtualtour/

Introductory GeoloGy earthquakes

15. How long was the rupture length (the length of the fault that was affected)?

une. 25 miles b. 74 miles c. 198 miles d. 296 miles e. 408 miles

Horizontal slip, or relative movement along the fault, ranged from 2-32 feet. To envision this, imagine that you are facing an object directly across from you. Suddenly, it moves up to 32 feet to your right! Horizontal slip is shown along the rupture as a histogram. Check out all the measurements along the fault by clicking the Rupture Length and Slip on the Google Earth link.

16. Locate the epicenter of the 1906 quake. Does the amount of horizontal slip decrease faster along the northern end or the southern end of the rupture?

une. northern end of the rupture b. southern end of the rupture

Go back to the “The Northern California Earthquake, April 18, 1906” page and scroll down to check out the Shaking Intensity. If your map begins to get difficult to read, remember that by clicking on a checked box in the Places folder, you can remove prior data. Use the search box to display the desired location.

17. What was the shaking intensity like in Sacramento?

une. light b. strong c. severe d. violent e. extreme

18. What was the shaking intensity like in Sebastopol?

une. light b. strong c. severe d. violent e. extreme

Navigate back to the main page and select “Earthquake Hazards of the Bay Ar- ea Today.” Check out the Earthquake Probabilities for the Bay Area.

19. Based on the map, would you be more likely to experience an earthquake of magnitude >6.7 by 2031 if living in the northwest Bay Area or southeast Bay Area?

Go back to the “Earthquake Hazards of the Bay Area Today” page and check out the Liquefaction Susceptibility in San Francisco. Look at the overall trend in the areas affected by liquefaction.

20. Based on the liquefaction map, are areas more dangerous inland or along the coast?

une. inland b. along the coast

Introductory GeoloGy earthquakes

13.10 sTudenT resPonses 1. For Carrier, Oklahoma, what is the approximate time of the arrival of the first

une. 10 seconds b. 15 seconds c. 21 seconds d. 30 seconds

2. For Marlow, Oklahoma, what is the approximate time of the arrival of the first S-wave?

une. 19 seconds b. 22 seconds c. 35 seconds d. 42 seconds

3. For Bolivar, Missouri, what is the difference between the P and S wave arrival times?

une. 10 seconds b. 20 seconds c. 40 seconds d. 55 seconds

4. What is the approximate distance to the epicenter from Carrier, Oklahoma?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

5. What is the approximate distance to the epicenter from Marlow, Oklahoma?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

6. What is the approximate distance to the epicenter from Bolivar, Missouri?

une. 70 km b. 130 km c. 240 km d. 390 km

7. Look at the location that you determined was the earthquake epicenter. Compare its location to Oklahoma City. Which direction is the epicenter located from Oklahoma City?

une. southeast b. northwest c. northeast d. southwest

8. Examine the before and after image of the National Cathedral. Based on the changes seen within the structure, decide where this earthquake would most likely fall on the Modified Mercalli Intensity Scale. Based off this image, the most likely intensity of this earthquake would be:

une. <IV b. V-VI c. VII d. VIII or greater

Introductory GeoloGy earthquakes

9. Residents in Port-au-Prince complained of extreme shaking during the earthquake, while residents of Santo Domingo, the capital of the Dominican Republic that sits 150 miles east of Port-au-Prince, assumed the shaking was caused by the passing of a large truck. Based on the Modified Mercalli Intensity Scale, the residents of Port-au-Prince mostly like experienced an intensity of ___, while the residents of Santo Domingo experienced an intensity of ___.

une. VII, II b. VIII, III c. X, III d. X, IV

10. A significant earthquake hits San Mateo, California while you are there. During the shaking you are caught indoors. Would you rather be at the US Social Security Administration Building (located at South Claremont Street, San Mateo) or with the San Mateo Park Rangers (located at J Hart Clinton Drive, San Mateo)?

une. the US Social Security Administration Building b. the San Mateo Park Rangers

11. While visiting California, you become violently ill and must visit a hospital. Based off of your fears of a possible earthquake occurring, would you rather go to Highland Hospital in Oakland or Alameda Hospital in Alameda?

une. Highland Hospital, Oakland, CA b. Alameda Hospital, Alameda, CA

12. After what year does the number of magnitude 3 or greater earthquakes begin to rise significantly?

une. 2007 b. 2009 c. 2011 d. 2015

13. After what year does the number of fracking wells begin to rise significantly?

une. 2007 b. 2009 c. 2011 d. 2015

14. Based on the graph that you constructed, do significant earthquakes and the number of fracking wells appear to be related?

15. How long was the rupture length (the length of the fault that was affected)?

une. 25 miles b. 74 miles c. 198 miles d. 296 miles e. 408 miles

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16. Locate the epicenter of the 1906 quake. Does the amount of horizontal slip decrease faster along the northern end or the southern end of the rupture?

une. northern end of the rupture b. southern end of the rupture

17. What was the shaking intensity like in Sacramento?

une. light b. strong c. severe d. violent e. extreme

18. What was the shaking intensity like in Sebastopol?

une. light b. strong c. severe d. violent e. extreme

19. Based on the map, would you be more likely to experience an earthquake of magnitude >6.7 by 2031 if living in the northwest Bay Area or southeast Bay Area?

20. Based on the liquefaction map, are areas more dangerous inland or along the coast?

une. inland b. along the coast

Seismogram Begin Time: 2015-06-14 18:17:41 GMT Station: S39B – Bolivar, MO, USA Station Location: Latitude 37.69 N, Longitude 93.32 W

0 1 0 2 0 3 0 4 0 5 0 6 0 7 0 8 0

Time (s) 0 1 0 2 0 3 0 4 0 5 0 6 0 7 0 8 0

Seismogram Begin Time: 2015-06-14 18:17:02 GMT Station: CROK – Carrier, Oklahoma Station Location: Latitude 36.50 N, Longitude 97.98 W

0.00 3.00 6.00 9.00 12.00 15.00 18.00 21.00 24.00 27.00 30.00 33.00 36.00

Time (s) 0.00 3.00 6.00 9.00 12.00 15.00 18.00 21.00 24.00 27.00 30.00 33.00 36.00

Seismogram Begin Time: 2015-06-14 18:17:21 GMT Station: X34A – Smith Ranch, Marlow, OK, USA Station Location: Latitude 34.60 N, Longitude 97.83 W


Vocabulaire

Faute: A fracture in the rocks that make up the Earth’s crust

Epicenter: The point at the surface of the Earth above the focus

Assiettes: Massive rocks that make up the outer layer of the Earth’s surface and whose movement along faults triggers earthquakes

Seismic waves: Waves that transmit the energy released by an earthquake

Focus (Hypocenter): The point within the Earth where an earthquake rupture starts

This post is part of Exploring Earthquakes, a rich collection of resources co-presented by the California Academy of Sciences and KQED. This material is also available as a free iBooks textbook and iTunes U course.


Difference Between Focus and Epicenter

Focus and epicenter are words that are commonly heard in geology when earthquakes and their causes are being taught. With similarities in between, these two terms cause a lot of confusion for the students. These words are frequently used while reporting incidents of earthquakes in media. This article attempts to highlight the differences between focus and epicenter for the readers.

Focus is the point below the surface of the earth where an earthquake originates. This is the point where rocks first rupture or break when an earthquake takes place due to movement of bedrock and release of energy in a violent form. This point is also called hypocenter, and this is from where seismic waves travel to all other directions. The waves are extremely forceful at the start but slowly die down. These waves can make earth vibrate like a tuning fork.

As focus cannot be seen by people, the concept of epicenter was introduced to let people visualize the focus from where the earthquake originated. This epicenter is a point directly above the focus and is situated on the surface of the earth. Thus for practical purposes, epicenter is taken to be the center or the origin of earthquake though the point below the surface of the earth remains the spot where it originated.

What is the difference between Focus and Epicenter?

• Focus is the actual point below the surface of the earth where an earthquake originates whereas epicenter is a point directly above it, and it lies on the surface of the earth.

• It is the focus that is the origin of the earthquake and seismic waves travel in all direction like ripples in a pond when a stone is thrown inside.

• Epicenter is also called hypocenter.

• Area around epicenter is the one that is hit the hardest by an earthquake and can be seen by the people.

• When the focus is shallow, the magnitude of the earthquake registered at the epicenter is higher than when the focus is deep.

• The cause of the earthquake is determined by studying focus whereas epicenter gives information about the extent of damage.


Earthquakes 2 – Determination of Epicenter

Subject: General Questions / General General Questions
Question
Exploration: Earthquakes 2 – Determination of Epicenter
[NOTE TO TEACHERS AND STUDENTS: This exercise assumes that you have a data table
and graph made while using the Earthquakes 1 – Recording Center Gizmo™. If you do not
have those, or have never used that Gizmo before, do that first.]
Vocabulary: body wave, earthquake, epicenter, fault, focus, P wave, S wave, seismic wave,
seismogram, seismograph Prior Knowledge Questions (Do these BEFORE using the Gizmo.)
Three dogs meet in a park. Each dog is attached by a leash to its owner (triangles).
1. What does each colored circle represent? ________________
__________________________________________________ 2. Where could all the dogs meet in one place? Draw this point
on the diagram. 3. Is there another spot where all three dogs could meet? ______
Explain: ___________________________________________ Gizmo Warm-up
When you used the Earthquakes 1 – Recording Station
Gizmo™, you learned how to find the distance from a
recording station to the epicenter. With the Earthquakes 2 –
Determination of Epicenter Gizmo, you will use data from three
recording stations to find the exact location of the epicenter.
Click Play ( ), and then click Pause ( ) when the
seismograms are complete. Compare the three seismograms.
1. Which recording station is closest to the epicenter? ______
How do you know? _________________________________________________________ 2. Which recording station is farthest from the epicenter? ______
How do you know? _________________________________________________________ Get the Gizmo ready: Activity: Click Reset ( ). Click Play, and then click Pause when the
seismograms are complete. Locating the
epicenter Goal: Based on three seismograms, locate the epicenter of an earthquake.
1. Prepare: To complete this activity, you will need the table and graph you made in the
Earthquakes 1 – Recording Station Student Exploration. Take this out now. 2. Measure: Turn on Show time probe. On each seismogram, locate the first P-wave and the
first S-wave. Measure the time interval (?t) for each seismogram, and then use your graph
to find the distance of each station to the epicenter.
Station Time interval (?t) Distance to epicenter (km) A
B
C 3. Locate: Turn on the Show station A checkbox. Set the Radius to the distance of station A
from the epicenter, based on your table above. Look on the circle on the map.
Where could the epicenter be located? __________________________________________ 4. Locate: Turn on the Show station B checkbox. Set the Radius to the distance of station B
from the epicenter. Look on the two circles on the map.
Which two places could the epicenter be located now? _____________________________
_________________________________________________________________________ 5. Locate: Turn on the Show station C checkbox. Set the Radius to the distance of station C
from the epicenter. If you did everything right, you should see the epicenter symbol ( ). Si
you do not, recheck all of your distances. (You may need to adjust each radius slightly.)
Relative to the three circles, where is the epicenter located? _________________________
_________________________________________________________________________
6. Practice: Click Reset. Try to locate at least five more epicenters. Each time you locate an
epicenter, click the Tools palette and click Screen shot. Right-click the image, choose
“Copy Image,” and paste the image into a blank document to turn in with this sheet.


What is the Difference Between Epicenter and Hypocenter?

Epicenter and hypocenter are two important terms in the field of seismology, especially in describing earthquakes and underground explosions. The key difference between epicenter and hypocenter is that epicenter is the point that exists directly above the hypocenter whereas hypocenter is the point at which an earthquake or an underground explosion originates. Furthermore, during an earthquake, most of the damage occurs at the epicenter while the rupture of the Earth’s surface begins at hypocenter.

Below is a summary of the difference between epicenter and hypocenter in tabular form.


13.2: The Epicenter, Focus, and Waves - Geosciences

How Do I Locate That Earthquake's Epicenter?

To figure out just where that earthquake happened, you need to look at your seismogram and you need to know what at least two other seismographs recorded for the same earthquake. You will also need a map of the world, a ruler, a pencil, and a compass for drawing circles on the map.

Here's an example of a seismogram:

Figure 1 - Our typical seismogram from before, this time marked for this exercise (from Bolt, 1978).

One minute intervals are marked by the small lines printed just above the squiggles made by the seismic waves (the time may be marked differently on some seismographs). The distance between the beginning of the first P wave and the first S wave tells you how many seconds the waves are apart. This number will be used to tell you how far your seismograph is from the epicenter of the earthquake.

Finding the Distance to the Epicenter and the Earthquake's Magnitude

Figure 2 - Use the amplitude to derive the magnitude of the earthquake, and the distance from the earthquake to the station. (from Bolt, 1978)

  1. Measure the distance between the first P wave and the first S wave. In this case, the first P and S waves are 24 seconds apart.
  2. Find the point for 24 seconds on the left side of the chart below and mark that point. According to the chart, this earthquake's epicenter was 215 kilometers away.
  3. Measure the amplitude of the strongest wave. Le amplitude is the height (on paper) of the strongest wave. On this seismogram, the amplitude is 23 millimeters. Find 23 millimeters on the right side of the chart and mark that point.
  4. Place a ruler (or straight edge) on the chart between the points you marked for the distance to the epicenter and the amplitude. The point where your ruler crosses the middle line on the chart marks the ordre de grandeur (strength) of the earthquake. This earthquake had a magnitude of 5.0.

You have just figured out how far your seismograph is from the epicenter and how strong the earthquake was, but you still don't know exactly where the earthquake occurred. This is where the compass, the map, and the other seismograph records come in.

Figure 3 - The point where the three circles intersect is the epicenter of the earthquake. This technique is called 'triangulation.'

  1. Check the scale on your map. It should look something like a piece of a ruler. All maps are different. On your map, one centimeter could be equal to 100 kilometers or something like that.
  2. Figure out how long the distance to the epicenter (in centimeters) is on your map. For example, say your map has a scale where one centimeter is equal to 100 kilometers. If the epicenter of the earthquake is 215 kilometers away, that equals 2.15 centimeters on the map.
  3. Using your compass, draw a circle with a radius equal to the number you came up with in Step #2 (the rayon is the distance from the center of a circle to its edge). The center of the circle will be the location of your seismograph. The epicenter of the earthquake is somewhere on the edge of that circle.

4. Do the same thing for the distance to the epicenter that the other seismograms recorded (with the location of those seismographs at the center of their circles). All of the circles should overlap. The point where all of the circles overlap is the approximate epicenter of the earthquake.


Diagrams and Decisions

Students will need to wait for their water to be still, before dropping a drop into the water. Once they do start they need to write observation notes into their science journals. They can conduct their experiments as many times as needed in order to get all the notes. I do tell the class to pay attention to the initial droplet and the ripples it makes.

Diagrams that depict what they are seeing would be most helpful. I ask students to draw and label the cup but to do so using the words epicenter and surface waves. I also ask them to tell how the ripples that are created in the water are similar to those we have learned about in earthquakes.

As the conclusion to the activity, I discuss with students the energy that is released from the focus and epicenter. We then discuss the result of this energy is what determines the magnitude of the quake.


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