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8.7 : Magnitude et intensité - Géosciences

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8.7 : Magnitude et intensité - Géosciences

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Ampleur du tremblement de terre, libération d'énergie et intensité des secousses

La magnitude du tremblement de terre, la libération d'énergie et l'intensité des secousses sont toutes des mesures liées à un tremblement de terre qui sont souvent confondues les unes avec les autres. Leurs dépendances et relations peuvent être compliquées, et même un seul de ces concepts peut être déroutant.

Ici, nous allons examiner chacun d'entre eux, ainsi que leur interdépendance et leurs dépendances.

Ordre de grandeur

Croquis d'un sismomètre traditionnel. (Domaine public.)

L'heure, l'emplacement et la magnitude d'un séisme peuvent être déterminés à partir des données enregistrées par le sismomètre. Les sismomètres enregistrent les vibrations des tremblements de terre qui traversent la Terre. Chaque sismomètre enregistre les secousses du sol directement en dessous. Des instruments sensibles, qui amplifient considérablement ces mouvements du sol, peuvent détecter de forts tremblements de terre à partir de sources n'importe où dans le monde. Les systèmes modernes amplifient et enregistrent avec précision les mouvements du sol (généralement à des périodes comprises entre 0,1 et 100 secondes) en fonction du temps.

La magnitude est la taille physique du tremblement de terre (voir coupe ci-dessous), la longueur (L) x la largeur (W) x le glissement (D). Un séisme a une seule magnitude. Les secousses qu'elle provoque ont de nombreuses valeurs qui varient d'un endroit à l'autre en fonction de la distance, du type de matériau de surface et d'autres facteurs. Voir la section Intensité ci-dessous pour plus de détails sur les mesures d'intensité d'agitation.

Types de grandeurs

La grandeur est exprimée en nombres entiers et en fractions décimales. Par exemple, une magnitude de 5,3 est un tremblement de terre modéré et une magnitude de 6,3 est un tremblement de terre fort. En raison de la base logarithmique de l'échelle, chaque augmentation de l'amplitude d'un nombre entier représente un multiplication par dix de l'amplitude mesurée telle que mesurée sur un sismogramme.

Lors de leur développement initial, toutes les échelles de magnitude basées sur les mesures des amplitudes des formes d'onde enregistrées étaient considérées comme équivalentes. Mais pour les très gros séismes, certaines magnitudes sous-estiment la véritable taille du séisme et d'autres sous-estiment la taille. Ainsi, nous utilisons maintenant des mesures qui décrivent les effets physiques d'un séisme plutôt que des mesures basées uniquement sur l'amplitude d'un enregistrement de forme d'onde. Plus à ce sujet plus tard.

Du livre de Richter (1958), Sismologie élémentaire.(Domaine public.)

le Échelle de Richter (ML) C'est ce dont la plupart des gens ont entendu parler, mais dans la pratique, il n'est plus couramment utilisé, sauf pour les petits séismes enregistrés localement, pour lesquels la ML et la magnitude des ondes de surface à courte période (Mblg) sont les seules magnitudes pouvant être mesurées. Pour tous les autres séismes, l'échelle de la magnitude du moment (Mw) est une mesure plus précise de la taille du séisme.

Bien que des sismographes similaires existaient depuis les années 1890, ce n'est qu'en 1935 que Charles F. Richter, sismologue au California Institute of Technology, a introduit le concept de magnitude de séisme. Sa définition originale ne s'appliquait qu'aux tremblements de terre californiens se produisant à moins de 600 km d'un type particulier de sismographe (l'instrument de torsion Woods-Anderson). Son idée de base était assez simple : en connaissant la distance entre un sismographe et un tremblement de terre et en observant l'amplitude maximale du signal enregistrée sur le sismographe, un classement quantitatif empirique de la taille ou de la force inhérente au tremblement de terre pouvait être effectué. La plupart des tremblements de terre en Californie se produisent dans les 16 premiers kilomètres de la croûte terrestre en première approximation, les corrections pour les variations de la profondeur focale des tremblements de terre étaient donc inutiles.

La magnitude Richter d'un séisme est déterminée à partir du logarithme de l'amplitude des ondes enregistrées par les sismographes. Des ajustements sont inclus pour la variation de la distance entre les différents sismographes et l'épicentre des séismes.

Coupe montrant la zone de faille et les valeurs utilisées pour calculer le moment sismique. (Domaine public.)

Magnitude du moment (MW) est basé sur les propriétés physiques du tremblement de terre dérivées d'une analyse de toutes les formes d'onde enregistrées à partir de la secousse. Le moment sismique est d'abord calculé, puis il est converti en une magnitude conçue pour être à peu près égale à l'échelle de Richter dans la plage de magnitude où ils se chevauchent.

Moment (MO) = rigidité x aire x glissement

rigidité est la force de la roche le long de la faille, surface est la zone de la faille qui a glissé, et glisser est la distance parcourue par le défaut. Ainsi, matériau rocheux plus solide, ou une zone plus grande, ou plus de mouvement lors d'un tremblement de terre contribueront tous à produire une plus grande magnitude.

Magnitude du moment (MW) = 2/3 log10(MO) - 10.7

Voir le Tableau des types de magnitude (ci-dessous) pour un résumé des types, des plages de magnitude, des plages de distance, des équations et une brève description de chacun.

Pour plus d'informations sur les grandeurs

Libération d'énergie

Ampleurs des tremblements de terre et libération d'énergie, et comparaison avec d'autres événements naturels et artificiels. (Avec l'aimable autorisation des instituts de recherche incorporés pour la sismologie, IRIS.)

Une autre façon de mesurer la taille d'un tremblement de terre est de calculer la quantité d'énergie qu'il a libérée. La quantité d'énergie rayonnée par un tremblement de terre est une mesure du potentiel de dommages aux structures artificielles. Un tremblement de terre libère de l'énergie à de nombreuses fréquences, et afin de calculer une valeur précise, vous devez inclure toutes les fréquences de secousses pour l'ensemble de l'événement.

Alors que chaque augmentation de l'amplitude d'un nombre entier représente une multiplication par dix de l'amplitude mesurée, elle représente un 32 fois plus de libération d'énergie.

L'énergie peut être convertie en un autre type de magnitude appelé le Ampleur de l'énergie (Me). Cependant, étant donné que la magnitude de l'énergie et la magnitude du moment mesurent deux propriétés différentes du séisme, leurs valeurs ne sont pas les mêmes.

La libération d'énergie peut également être estimée grossièrement en convertissant la magnitude du moment en énergie en utilisant l'équation log E = 5,24 + 1,44M, où M est la magnitude.

Intensité

Tu l'as senti? carte du tremblement de terre de M6.0 à Napa, en Californie, le 24 août 2014. L'épicentre du séisme est représenté par une étoile et les intensités géocodées sont représentées par de petits carrés de couleur. La valeur MMI associée à chaque couleur est indiquée dans la clé en bas. (Domaine public.)

Alors que la magnitude d'un séisme est une valeur qui décrit la taille, il existe de nombreuses valeurs d'intensité pour chaque séisme qui sont réparties dans la zone géographique autour de l'épicentre du séisme. L'intensité est la mesure des secousses à chaque endroit, et cela varie d'un endroit à l'autre, dépendant principalement de la distance de la zone de rupture de faille. Cependant, il existe de nombreux autres aspects du tremblement de terre et du sol qu'il secoue qui affectent l'intensité à chaque endroit, tels que la direction dans laquelle le tremblement de terre s'est rompu et le type de géologie de surface qui se trouve directement sous vous. Les intensités sont exprimées en chiffres romains, par exemple VI, X, etc.

Traditionnellement, l'intensité est une mesure subjective dérivée d'observations humaines et de rapports de tremblements et de dommages ressentis. Les données étaient auparavant collectées à partir de questionnaires postaux, mais avec l'avènement d'Internet, elles sont désormais collectées à l'aide d'un formulaire Web. Cependant, les données instrumentales à chaque emplacement de station peuvent être utilisées pour calculer une intensité estimée.

L'échelle d'intensité que nous utilisons aux États-Unis s'appelle la Échelle d'intensité de Mercalli modifiée, mais d'autres pays utilisent d'autres échelles.

Pour plus d'informations sur l'intensité

Exemples

Ces exemples illustrent comment les emplacements (et la profondeur), les magnitudes, l'intensité et les caractéristiques des failles (et de la rupture) sont dépendantes et liées.

L'intensité des secousses dépend de la géologie locale

Cela montre l'amplitude des secousses enregistrée sur 3 sismomètres différents du tremblement de terre M6.9 Loma Prieta, Californie en 1989. Les 3 stations sont à peu près à la même distance du tremblement de terre au sud, mais le type de géologie locale sous l'instrument influence la quantité de trembler à cet endroit. Le substrat rocheux tremble le moins et la boue molle le plus. (Domaine public.)

L'intensité des secousses dépend de la profondeur du séisme

Cartes montrant l'intensité des secousses de deux tremblements de terre différents avec à peu près la même magnitude. (Domaine public.)

Les secousses du séisme de M6.7 Northridge, en Californie, étaient plus intenses et couvraient une zone plus large que le séisme légèrement plus grand de M6.8 Nisqually, WA.

La raison en est illustrée par les deux coupes transversales de dessins animés ci-dessous. Il y avait plus de secousses dans le tremblement de terre de Northridge parce que le tremblement de terre s'est produit plus près de la surface (3-11 milles), par opposition à l'hypocentre plus profond du tremblement de terre de Nisqually (30-36 milles).

Image montrant l'emplacement et la profondeur des tremblements de terre de Northridge et Nisqually. (Domaine public.)

Moment de libération (énergie) de plusieurs petits tremblements de terre par rapport à un grand tremblement de terre

Les tremblements de terre de petite et moyenne ampleur qui se produisent fréquemment dans le monde libèrent beaucoup moins d'énergie qu'un seul grand tremblement de terre.

Ce graphique démontre la nature logarithmique des magnitudes des tremblements de terre et de la libération d'énergie. (Domaine public.)

Que faudrait-il pour faire un tremblement de terre de magnitude N ?

Si nous additionnons toute l'énergie libérée par tous les tremblements de terre du passé

110 ans, la magnitude équivalente

Si la faille de San Andreas venait à se rompre de bout en bout (

10m de glissement moyen, cela produirait un séisme de Mw 8.47.

Si la zone de subduction sud-américaine venait à se rompre de bout en bout (

40m de glissement moyen, il produirait un séisme de Mw 9,86.

Longueur de faille de 14 000 km, avec une épaisseur sismogénique moyenne de 40 km (largeur de 100 km), pour glisser et en moyenne de 30 m pour produire un Mw 10.

Carte montrant une faille avec la longueur

14 000 km, cernés de noir, qui seraient nécessaires pour produire un séisme de Mw 10. (Domaine public.)

80 000 km de longueur de faille avec une largeur sismogénique moyenne de 100 km pour produire un Mw10,5. Toutes les zones de subduction dans le monde, ainsi que certaines structures adjacentes s'élèvent à

40 000 km, et la circonférence de la Terre est

40 000 km, donc un Mw 10,5 est hautement improbable.

Carte décrivant toutes les zones de subduction et autres structures dans le monde, d'une longueur de

40 000 km, ce qui ne serait toujours pas suffisant pour produire un séisme de Mw 10,5. (Domaine public.)

Merci à Gavin Hayes et David Wald pour avoir fourni une grande partie du matériel pour cette page.


Échelle d'intensité de Mercalli modifiée abrégée

je. Pas ressenti sauf par un très petit nombre dans des conditions particulièrement favorables.

II. Ressenti seulement par quelques personnes au repos, surtout aux étages supérieurs des immeubles.

III. Ressenti assez sensiblement par les personnes à l'intérieur, en particulier aux étages supérieurs des bâtiments. Beaucoup de gens ne le reconnaissent pas comme un tremblement de terre. Les voitures à moteur debout peuvent basculer légèrement. Vibrations similaires au passage d'un camion. Durée estimée.

IV. Ressenti à l'intérieur par beaucoup, à l'extérieur par quelques-uns pendant la journée. La nuit, certains se sont réveillés. La vaisselle, les fenêtres, les portes perturbées des murs font des craquements. Sensation comme un camion lourd frappant un bâtiment. Les voitures à moteur debout ont secoué sensiblement.

V. Ressenti par presque tout le monde, beaucoup se sont réveillés. Quelques plats, vitres cassées. Objets instables renversés. Les horloges à pendule peuvent s'arrêter.

VI. Ressenti par tous, beaucoup effrayés. Certains meubles lourds ont déplacé quelques exemples de plâtre tombé. Dommage léger.

VII. Dommages négligeables dans les bâtiments de bonne conception et construction légers à modérés dans les structures ordinaires bien construites dommages considérables dans les structures mal construites ou mal conçues certaines cheminées brisées.

VIII. Dommages légers dans les structures spécialement conçues dommages considérables dans les bâtiments importants ordinaires avec effondrement partiel. Dommages importants dans les structures mal construites. Chute de cheminées, cheminées d'usines, colonnes, monuments, murs. Meubles lourds renversés.

IX. Dommages considérables dans les structures spécialement conçues structures à ossature bien conçues jetées d'aplomb. Dommages importants dans les bâtiments importants, avec effondrement partiel. Les bâtiments se sont déplacés des fondations.

X. Certaines structures en bois bien construites ont détruit la plupart des structures de maçonnerie et de charpente détruites avec des fondations. Rails pliés.

XI. Peu ou pas de structures (en maçonnerie) restent debout. Ponts détruits. Les rails se sont fortement pliés.

XII. Total des dégâts. Les lignes de vue et le niveau sont déformés. Objets jetés en l'air.


Tremblements de terre et Maryland

Les tremblements de terre peuvent être parmi les risques naturels les plus dévastateurs et terrifiants. Bien que les inondations, les tornades et les ouragans soient responsables de pertes annuelles beaucoup plus importantes aux États-Unis, les tremblements de terre violents représentent le risque le plus important en termes de perte soudaine de vies humaines et de biens. Il existe de nombreux facteurs interdépendants qui déterminent l'étendue des pertes de biens et de vies causées par un tremblement de terre. Chacun des éléments suivants doit être précédé de "d'autres facteurs étant égaux . . . ."

  • Quantité d'énergie sismique libérée : Plus l'énergie vibratoire est élevée, plus le risque de destruction est grand.
  • Durée des secousses : C'est l'un des paramètres les plus importants du mouvement du sol pour causer des dommages.
  • Profondeur de foyer, ou hypocentre : plus le foyer est peu profond (le point d'origine d'un tremblement de terre dans la terre), généralement plus le potentiel d'ondes de choc destructrices atteignant la surface de la terre est grand. Des événements encore plus forts et de bien plus grande profondeur ne produisent généralement que des secousses modérées au niveau du sol.
  • Distance de l'épicentre : le potentiel de dommages a tendance à être le plus élevé près de l'épicentre (le point au sol directement au-dessus du foyer) et diminue en s'en éloignant.
  • Cadre géologique : Une large gamme de matériaux de fondation présente une gamme tout aussi large de réponses aux vibrations sismiques. Par exemple, dans les matériaux mous non consolidés, les vibrations sismiques durent plus longtemps et développent des amplitudes plus grandes, qui produisent plus de tremblements de terre, que dans les zones reposant sur un substrat rocheux dur. De même, les zones ayant des failles actives sont plus à risque.
  • Contexte géographique et topographique : Cette caractéristique est davantage liée aux effets secondaires des tremblements de terre qu'aux effets primaires tels que les secousses, la rupture du sol et les soulèvements et affaissements locaux. Les effets secondaires comprennent les glissements de terrain (généralement dans les zones vallonnées ou montagneuses), les vagues sismiques ou les tsunamis (plutôt limités aux océans et aux zones côtières) et les incendies (provenant de conduites de gaz rompues et de conduites de service publiques tombées).
  • Densité de population et de bâtiments : En général, le risque augmente à mesure que la densité de population et de bâtiments augmente. Types de bâtiments : Les structures à ossature de bois ont tendance à mieux réagir aux tremblements de terre que les bâtiments plus rigides en briques ou en maçonnerie. Les bâtiments plus hauts sont plus vulnérables que les bâtiments à un ou deux étages lorsqu'ils sont situés sur des sédiments mous et non consolidés, mais les bâtiments plus hauts ont tendance à être plus stables lorsqu'ils reposent sur une fondation rocheuse dure.
  • Moment de la journée : L'expérience montre qu'il y a moins de victimes si un tremblement de terre se produit en fin de soirée ou tôt le matin parce que la plupart des gens sont chez eux et éveillés et donc en bonne position pour réagir correctement.

Bien que les tremblements de terre aient été l'objet d'études et de superstitions pendant de nombreux siècles, la science moderne de la sismologie a vraiment pris son essor après le célèbre tremblement de terre de San Francisco de 1906. Depuis lors, les géologues en ont appris beaucoup plus sur la structure et la composition de l'intérieur de la Terre et, plus récemment, ont fait des progrès dans la prévision des tremblements de terre et dans l'atténuation des aléas et des risques.

ORIGINE DES TREMBLEMENTS DE TERRE

La plupart des tremblements de terre se produisent lorsque de grandes contraintes s'accumulant dans la terre sont soudainement libérées. Cette libération soudaine de cette énergie stockée provoque le mouvement de la croûte terrestre le long de fractures, appelées failles, et génère des ondes de choc. Ces ondes de choc, ou ondes sismiques, rayonnent dans toutes les directions à partir du foyer, tout comme les ondulations rayonnent vers l'extérieur en deux dimensions lorsqu'un caillou tombe dans un étang.

FIGURE 1. Coupe transversale hautement généralisée de la croûte terrestre et du manteau supérieur représentant des ondes sismiques, un foyer de séisme et un épicentre.

Les deux types d'ondes sismiques de base sont les ondes de corps, ou ondes primaires, qui traversent l'intérieur de la terre, et les ondes de surface, qui se propagent le long de la surface de la terre et seraient responsables de la plupart des dommages causés par les tremblements de terre (Fig. 1).

Il existe deux types d'ondes corporelles : les ondes P, ou ondes primaires, et les ondes S, ou ondes secondaires. Les ondes P les plus rapides sont des ondes de compression et les ondes S les plus lentes sont des ondes de cisaillement. Les ondes de compression impliquent une vibration "push-pull" du matériau terrestre dans la même direction que les ondes P se déplacent. En revanche, les ondes de cisaillement "secouent" le matériau perpendiculairement à leur trajectoire. Les différences dans les caractéristiques des ondes P et S ont fourni beaucoup d'informations sur la structure et la composition de l'intérieur de la Terre.

Bien que la plupart des tremblements de terre soient associés à des mouvements le long de failles, ils peuvent également être déclenchés par une activité volcanique, par d'importants glissements de terrain et par certains types d'activité humaine. Cependant, dans les zones peu connues pour les tremblements de terre fréquents, il peut être très difficile de déterminer la cause du tremblement rare.

La théorie de la tectonique des plaques explique la plupart des séismes. Quatre-vingt-dix pour cent ou plus de tous les tremblements de terre se produisent le long des frontières entre de grandes plaques ou plaques se déplaçant lentement de la croûte terrestre et du manteau supérieur, appelées collectivement la lithosphère. (Pour plus d'informations sur la tectonique des plaques, le lecteur est invité à se référer à un texte d'introduction récent à la géologie ou à une bonne encyclopédie.)

La plupart des tremblements de terre sont peu profonds (de 0 à 40 milles du foyer), se produisant dans la lithosphère. Le mécanisme de la plupart des tremblements de terre très peu profonds implique probablement la fracturation de la roche fragile dans la croûte ou le soulagement des contraintes internes dues à la résistance de frottement verrouillant les côtés opposés d'une faille.

On sait très peu de choses sur les causes des tremblements de terre dans l'est des États-Unis. En général, il n'y a pas d'association claire entre la sismicité, la structure géologique et le déplacement de surface, contrairement à une association courante dans l'ouest des États-Unis.

La région médio-atlantique et centrale des Appalaches, y compris le Maryland, est caractérisée par une activité sismique de faible intensité modérée, mais leur ou leurs causes sont en grande partie une question de spéculation. Dans le Maryland, par exemple, il existe de nombreuses failles, mais aucune n'est connue ou suspectée d'être active. En raison de la libération d'énergie sismique relativement faible, cette région a reçu relativement peu d'attention de la part des sismologues sismiques (Bollinger, 1969).

Dans la plaine côtière atlantique, on pense maintenant que les tremblements de terre peuvent être associés à des failles presque verticales qui se sont formées lors de l'ouverture de l'océan Atlantique actuel au cours de la période triasique il y a environ 220 millions d'années (Hanks, 1985). De telles failles se produiraient dans le socle rocheux et non dans les sédiments sus-jacents plus jeunes de la plaine côtière eux-mêmes.

Des preuves récentes suggèrent que les tremblements de terre dans la province de Valley and Ridge et dans la province du Piémont se produisent à de faibles profondeurs (généralement moins de 15 milles) dans les roches du socle cristallin du Précambrien (Wheeler et Bollinger, 1984). La structure géologique qui peut être responsable de l'activité sismique dans ces zones est une faille presque horizontale qui s'est formée lors de la collision continentale et de la fermeture d'un océan proto-atlantique à la fin du Paléozoïque il y a environ 300 millions d'années. Il est également possible que certains tremblements de terre dans le Piémont soient en quelque sorte liés à des dykes ignés qui se sont introduits dans le substratum rocheux environnant pendant les périodes du Trias et du Jurassique (il y a environ 200 à 175 millions d'années).

MESURER LES TREMBLEMENTS DE TERRE

TABLEAU 1. L'échelle d'intensité de Mercalli modifiée de 1931 (abrégée). Je ne l'ai ressenti que par très peu de personnes dans des conditions particulièrement favorables. II Ressenti par quelques personnes, en particulier celles des étages supérieurs des immeubles. Les objets suspendus peuvent se balancer. III Ressenti assez sensiblement à l'intérieur. Beaucoup ne le reconnaissent pas comme un tremblement de terre. Les voitures debout peuvent basculer légèrement. IV Ressenti par beaucoup qui sont à l'intérieur ressentis par quelques-uns à l'extérieur. La nuit, certains se sont réveillés. La vaisselle, les fenêtres et les portes claquent. V Ressenti par presque tout le monde, beaucoup se sont réveillés. Quelques vaisselles et vitres cassées quelques plâtres craquelés objets instables renversés. VI Tout le monde se sentait effrayé et courait dehors. Certains meubles lourds ont déplacé du plâtre tombé ou des cheminées endommagées. VII La plupart des gens se sont alarmés et ont couru dehors. Dommages négligeables dans les bâtiments bien construits dommages considérables dans les bâtiments mal construits. VIII Dommages légers dans les structures spécialement conçues, considérables dans les bâtiments ordinaires, grands dans les structures mal construites. Meubles lourds renversés. Les cheminées, les monuments, etc. peuvent basculer. IX Dommages considérables dans les structures spécialement conçues. Les bâtiments se déplacent des fondations et s'effondrent. Sol fissuré. Conduites souterraines cassées. X Certaines structures en bois bien construites ont été détruites. La plupart des structures de maçonnerie détruites. Sol très fissuré. Glissements de terrain sur des pentes raides. XI Peu de structures de maçonnerie, voire aucune, restent debout. Des rails de chemin de fer ont plié des ponts détruits. Large fissure dans le sol. XII Destruction quasi totale. Ondes vues sur le sol des objets jetés en l'air. En 2002, une station sismographe a été établie à Soldiers Delight dans le comté de Baltimore. Un lien direct vers la station est à http://www.mgs.md.gov/seismic/index.shtml. La station est un partenaire coopérant du réseau sismique de l'observatoire terrestre Lamont Doherty de l'Université de Columbia, ainsi que des stations du Delaware et de Pennsylvanie. D'autres stations sismographiques régionales se trouvent à State College, en Pennsylvanie, à Morgantown, en Virginie-Occidentale et à Blacksburg, en Virginie.

TABLEAU 2. Relations approximatives entre la magnitude, l'intensité, l'occurrence mondiale et la zone touchée des séismes (d'après le U.S. Geological Survey, 1981, 1989).
Général
La description
Richter
Ordre de grandeur
Modifié
Mercalli
Intensité
Attendu
Annuel
Incidence
Distance
Se sentait
(miles)
Microe tremblement de terre en dessous de 2,0 -- 600,000 --
Perceptible 2.0-2.9 Je--II 300,000 --
Ressenti en général 3.0-3.9 II-III 49,000 15
Mineur 4.0-4.9 IV-V 6,000 30
Modérer 5.0-5.9 VI-VII 1,000 70
Grand (Fort) 6.0-6.9 VII-VIII 120 125
Majeur (grave) 7.0-7.9 IX-X 18 250
Génial 8.0-8.9 XI-XII 1.1 450

La mesure de la gravité d'un séisme peut être exprimée de plusieurs manières, les deux plus courantes étant l'intensité et la magnitude. L'intensité, rapportée sur l'échelle d'intensité modifiée de Mercalli (MMI), est une mesure subjective en termes de témoignages oculaires (tableau 1). Les intensités sont classées sur une échelle de 12 niveaux et vont d'à peine perceptible (I) à la destruction totale (XII). Les intensités les plus faibles sont décrites en termes de réactions et de sensations des personnes, tandis que les intensités les plus élevées se rapportent principalement à des dommages structurels observables.

La magnitude est une mesure objective de la gravité d'un séisme et est étroitement liée à la quantité d'énergie sismique libérée au foyer d'un séisme. Elle est basée sur l'amplitude des ondes sismiques enregistrées sur des sismographes normalisés. La norme pour les mesures de magnitude est l'échelle de Richter, une échelle ouverte exprimée en nombres entiers et en fractions décimales. L'échelle de Richter est logarithmique, ce qui signifie qu'un séisme de magnitude 5,0 a 10 fois l'amplitude des vagues d'une magnitude 4,0 et 100 fois l'amplitude des vibrations du sol d'un événement de magnitude 3,0. En première approximation, chaque incrément de nombre entier sur l'échelle de Richter correspond à une libération d'environ 31 fois plus d'énergie sismique ou vibrationnelle. En fait, il existe plusieurs méthodes différentes pour déterminer la magnitude de Richter. L'un utilise les ondes de surface, l'autre les ondes corporelles, etc. Cependant, les différences de résultats sont légères.

Bien que l'échelle de Richter n'ait pas de limite supérieure, la plus grande magnitude enregistrée est de 8,9 pour les tremblements de terre qui se sont produits au large de la côte nord-ouest de l'Amérique du Sud en 1906 (magnitude estimée) et au large de la côte est de Honshu, au Japon, en 1933. Par comparaison, le célèbre Le tremblement de terre de San Francisco de 1906 avait une magnitude estimée à environ 8,3 et un MMI de X.

Une comparaison des échelles modifiées de Mercalli et de Richter est présentée dans le tableau 2. Il est important de réaliser que ces relations ne sont que des généralisations et peuvent varier pour un séisme donné en fonction des conditions géologiques locales. En règle générale, les dommages sont légers au niveau de magnitude 4,5, deviennent modérés à environ 5,5 et au-dessus de 6,5 environ, ils peuvent aller de considérables à presque totaux (Bollinger et al., 1989). Cette relation peut ne pas s'appliquer aux tremblements de terre dans le Maryland, si des événements récents en sont une indication. Une petite secousse en janvier 1990, à l'ouest de Baltimore, a reçu une intensité Mercalli modifiée V près de l'épicentre, mais n'a enregistré qu'une magnitude de 2,5 à 2,6 sur l'échelle de Richter.

TREMBLEMENTS DE TERRE DANS ET AUTOUR DU MARYLAND

Pour la plupart des gens aux États-Unis, les séismes destructeurs sont un phénomène californien, mais cela est trompeur. Même si la plus grande sismicité aux États-Unis se produit le long de la côte du Pacifique (en particulier en Alaska et en Californie du Sud), des tremblements de terre majeurs se sont également produits dans le centre et l'est des États-Unis.

FIGURE 2. Épicentres des tremblements de terre dans l'est des États-Unis, 1976-1985 (d'après Foley et al., 1985 Sibol et al., 1985 et Stover et al., 1984).

Le dernier tremblement de terre à causer des dommages appréciables dans l'est des États-Unis s'est produit en 1886 près de Charleston, en Caroline du Sud. Il avait une magnitude estimée à 6,5-7, une intensité de X, et a été ressentie sur une superficie de deux millions de miles carrés. Même dans le Maryland, l'intensité ressentie de ce tremblement de terre était de IV à V.

Le plus grand événement sismique jamais survenu en Amérique du Nord dans les temps historiques a été une série de tremblements de terre qui ont secoué le milieu du continent autour de New Madrid, Missouri, au cours de l'hiver 1811-1812. Les estimations de la gamme de magnitude aussi élevée que 8,7 l'intensité maximale estimée était de XII et la zone ressentie, qui comprenait le Maryland, était de 2 millions de miles carrés.

D'autres séismes destructeurs dans l'est des États-Unis comprennent un événement d'intensité VIII près de Boston en 1755 et des événements d'intensité VI près de New York en 1737 et 1884.

La figure 2 montre les épicentres des tremblements de terre dans l'est des États-Unis et l'est du Canada pour une période de 10 ans, 1976-1985. Bien que nombreux, ces séismes étaient tous des événements de faible intensité et de faible amplitude. La plupart avaient une magnitude inférieure à 2,0. Il convient de noter que le Maryland semble faire partie d'une zone sismiquement calme.

Plusieurs tremblements de terre dans les États adjacents ont été ressentis dans le Maryland. Les habitants du Maryland sont plus susceptibles de ressentir l'un de ces tremblements de terre en dehors de l'État qu'un autre dans le Maryland. Comme le montre la figure 2, le sud-ouest de la Virginie, la Virginie centrale et la côte atlantique au nord de Wilmington, le Delaware ont une activité sismique nettement plus importante que le Maryland. Un tremblement de terre hors de l'État qui a été ressenti dans une grande partie du Maryland s'est produit le dimanche de Pâques, le 22 avril 1984. En fait, il a été signalé dans huit États et le district de Columbia, sur une superficie d'environ 19 000 miles carrés. Centré à environ 12 miles au sud de Lancaster, en Pennsylvanie, ce tremblement de terre a enregistré 4,1 sur l'échelle de Richter et avait une intensité épicentrale de V à VI. Les effets les plus notables dans le Maryland se sont produits dans la partie nord-est de l'État, qui a généralement subi des effets d'intensité Mercalli modifiée V, par exemple, des images suspendues sont tombées dans des fenêtres de Conowingo fissurées à Elkton et Joppa et des véhicules debout ont légèrement basculé à Union Bridge (Stover, 1988). Une secousse de magnitude 3,0 quatre jours plus tôt est considérée comme un pré-choc. Dix répliques d'une magnitude de 2 à 2,5 Richter se sont produites sur une période de quatre jours après l'événement du 22 avril. Le tremblement de terre de Lancaster est probablement lié aux structures du Trias dans la région.

À la fin de 1993, 47 tremblements de terre avaient été signalés à l'intérieur des frontières du Maryland (tableau 3 et figure 3). Au cours des dix années suivantes, ce total a atteint 61. (Pour une liste et une carte fréquemment mises à jour des tremblements de terre du Maryland, consultez la fiche d'information 13. L'exactitude et la précision de ces déterminations d'épicentre sont telles que quelques-uns des plus proches des tremblements de terre en dehors de l'état pourraient avoir eu lieu dans le Maryland et certains de ceux près des frontières de l'état peuvent en fait avoir eu lieu dans les états adjacents.Par exemple, ne figure pas dans la liste un choc modéré qui s'est produit le 2 janvier 1885 dans un zone près du comté de Frederick, comté de Maryland-Loudon, frontière de la Virginie. L'intensité maximale était de V, avec la zone ressentie totale couvrant plus de 3 500 milles carrés. Parmi les tremblements de terre du Maryland, 2 se sont produits dans la province de Valley and Ridge, 36 étaient dans le Province du Piémont, et 10 étaient dans la Province de la Plaine Côtière.

Le premier tremblement de terre signalé à avoir eu son épicentre dans le Maryland s'est produit au sud d'Annapolis le 25 avril 1758, mais aucune trace de sa force n'est connue. Le choc a duré 30 secondes et a été précédé de bruits souterrains. Des rapports de feutre supplémentaires ont été reçus de quelques points en Pennsylvanie (U.S. Geological Survey, 1973). Le tremblement de terre confirmé le plus fort du Maryland était un événement de magnitude 3,1 près de Hancock, dans le comté de Washington, en 1978. Cela a peut-être été rivalisé par un événement d'intensité V (magnitude inconnue) près de Phoenix, dans le comté de Baltimore, en 1939. Des tremblements de terre de telles magnitudes ou intensités sont toujours considérés être mineur et entraîner très rarement des dommages ou des blessures importants.

FIGURE 3. Carte montrant les épicentres approximatifs des tremblements de terre historiques dans et près du Maryland -->

FIGURE 3. Carte montrant les épicentres approximatifs des tremblements de terre historiques dans et près du Maryland depuis 1758

REMARQUES:
* Probable, mais non confirmé par les sismographes de la région. Ampleur estimée à partir d'autres événements de la série.

  1. Heure (UTC) : Temps universel coordonné. Pour le fuseau horaire de l'Est, soustrayez 5 heures de l'heure UTC pour l'heure normale de l'Est, 4 heures pour l'heure d'été de l'Est. Par exemple : 1200 UTC (midi) = 08h00, ou 08h00 EDT = 07h00, ou 7h00 EST. Notez que 00:00-04:59 UTC est converti en 1800-23:59 du jour précédent.
  2. L'épicentre, tel que calculé à partir des stations sismographiques = données et/ou estimé par le Maryland Geological Survey sur la base de rapports de feutre 1962 a marqué le premier épicentre déterminé instrumentalement.
  3. À l'exception de l'événement #6 en 1881 (voir note 5 ci-dessous), les estimations d'intensité pré-instrumentales (avant 1962) sont des catalogues de séismes publiés par divers réseaux de sismographes.
  4. Except for event #6 in 1881 (see note 5 below) pre-instrumental magnitude estimates (shown in parentheses) by L. Seeber and J. Armbruster (Lamont Doherty Earth Observatory of Columbia University) and/or M. Chapman (Virginia Tech Seismological Observatory) magnitude estimates for a large number of pre‑instrumental earthquakes in the region were derived using the region-specific relationships between felt area, maximum intensity and mb(Lg) magnitude developed by Sibol et al. (1987). Subsequent magnitudes are from instrumental measurements.
  5. Event #6 has not been listed in any previously published earthquake list. A rather detailed account of this event appeared in the January 8, 1881 edition of the American Sentinel newspaper. Estimates of the epicenter and intensity have been made on the basis of the newspaper descriptions magnitude estimates based on Sibol et al. (1987).
  6. The Delaware Geological Survey states that this event may have been a sonic boom instead of an earthquake (S. Baxter, oral commun., Aug. 16, 2001).

Recent confirmed earthquakes in Maryland were both felt in roughly the same location and, therefore, may possibly be related. The first of these occurred on January 13, 1990 at about 3:48 p.m. local time (EST). According to reports from nine seismograph stations, the shock's magnitude registered 2.5 to 2.6 on the Richter scale. Depth to focus was approximately 2 miles, which indicates a very shallow earthquake. Intensities ranged from MMI V in the Randallstown area to IV at Eldersburg, Ellicott City, Granite and Woodstock and III at Owings Mills. Several first-hand accounts of the event from the Granite-Hernwood area reported that houses shook or windows rattled, both indicative of an intensity IV. No damage was reported.

On April 4, 1990, reports of another small earthquake came from the Randallstown-Granite-Hernwood area. However, seismic stations in Delaware and Virginia place the epicenter in western Carroll County (Fig. 4), approximately 20 miles west of the Randallstown area. By all accounts, this event was smaller than the January tremor. Preliminary analysis of seismic records indicated a magnitude of about 1.6 or 1.7, and first-hand accounts of a few local residents suggested a Mercalli intensity of about II or III. One eyewitness described the event as starting with the sound of distant thunder, getting louder for about 25 seconds, then followed by 5 to 7 seconds of minor rumbling or shaking. Another resident of this area has reported nearly two dozen similar events, although not confirmed as earthquakes, between October, 1987 and May, 1990.

ASSESSING THE RISK

The earthquake hazard in the United States has been estimated in a variety of ways. Chief among them is the production of "risk maps." Such maps prove useful in establishing building codes, engineering design standards, and insurance rates in areas of high risk. Seismic risk maps are based either on relative risk or on the probability of a certain seismic event at a particular time and place.

FIGURE 4. Earthquake risk maps of the United States: (a) Relative risk of damage, based to a large extent on known earthquake history (Algermissen, 1969). (b) Probabilistic risk map showing maximum horizontal ground acceleration with a 90-percent probability of not being exceeded in 50 years (Algermissen et al., 1982).

Two examples of risk maps are shown in Figure 4. Figure 4a shows four zones that are assigned risk on a relative scale. This map is based on the known occurrence of damaging earthquakes in the past, evidence of strain release, and consideration of major geologic structures and provinces believed to be associated with earthquake activity.

For years, this map was widely used, because it was the best risk map available. However, this type of risk map has several drawbacks. For one thing, it does not consider frequency of occurrence. Furthermore, there is no justification for assuming that events larger than those observed historically, especially in the East, will not occur in the future. It is also known that ground-motion attenuation ("dying out" of the shock waves) with distance is far less in the eastern U.S. than in the western states. Felt areas are, in general, one order of magnitude greater in the East than for similar earthquakes in the West (Bollinger, 1973). Nonetheless, according to this map, Maryland is appropriately placed into a zone of minor expected damage, corresponding to Mercalli intensity V to VI.

A more recent development that is still being improved upon is the probabilistic map. One example is illustrated in Figure 4b. This particular map shows the expected maximum horizontal ground acceleration (as a percentage of g, the acceleration due to gravity, 32.2 ft/sec2) on rock sites. These ground accelerations, which are one measure of ground shaking, have a 90-percent probability of not being exceeded in 50 years. This is equivalent to a recurrence interval, or return period, of 475 years (Hays, 1980).

Damage begins to occur at about 10-15% g. Below 4% g, which is the lowest contour on this map, shaking effects are controlled by earthquakes of magnitude 4.0 or less in other words, minor earthquakes. An acceleration of 0.1% g or more is perceptible to people (Algermissen and Perkins, 1976). According to Figure 4b, Maryland has a very low chance of experiencing a damaging earthquake in a 50-year period. For moderate exposure times (10-100 years), the expected ground motion associated with earthquakes in this region would be of marginal interest (Algermissen et al., 1982). As a rough estimate, Maryland's falling in the 4-10% g category on the map in Figure 4b might translate into a maximum expected magnitude of 4.0-4.5. It is important to emphasize that these figures are only rough estimates. The difficulty in assigning maximum magnitudes is most acute where no faults are known, where seismicity is low, and where near-maximum earthquakes may not have occurred in historical times. This is true for most of the eastern United States (Algermissen and Perkins, 1976).

Downloads and Links

Educational Series 9: Earthquakes and Maryland (pdf, 1.1 MB)

Fact Sheet 13: Summary of Maryland Earthquakes, 1758-2000 (pdf, 334 kB)

Algermissen, S. T., 1969, Seismic risk studies in the United States: Proc., 4th World Conference on Earthquake Engineering, Santiago, Chile, v. 2, p. 14-27.

Algermissen, S. T. and Perkins, D. M., 1976, Probabilistic estimate of maximimum acceleration in rock in the contiguous United States: U.S. Geol. Survey Open-File Report 76-416, 45 p.

Algermissen, S. T., Perkins, D. M., Thenhaus, P. C., Hanson, S. L. and Bender, B. L., 1982, Probabilistic estimates of maximum acceleration and velocity in rock in the contiguous United States: U. S. Geol. Survey Open-File Report 82-1033, 99 p.

Bollinger, G. A., 1969, Seismicity of the Central Appalachian states of Virginia, West Virginia, and Maryland1758-1968: Seismol. Soc. America Bull., v. 59, no. 5, p. 2103-2111.

_______, 1973, Seismicity of the southeastern United States: Seismol. Soc. America Bull., v. 63, no. 5. p. 1785-1808.

Bollinger, G. A., Snoke, J. A., Chapman, M. C., and Sibol, M. S., 1989, Estimates of the occurrence and resulting effects of damaging earthquakes in Virginia: Virginia Minerals, v. 35, no. 3, p. 17-22.

Foley, J. E., Doll, C., Filipkkowski, F., and Lorsbach, G. (eds.), 1985, Seismicity of the Northeastern United States, April 1-June 30, 1984: Weston Observatory, Boston College, Northeastern U.S. Seismic Network Bull. 35, 40 p.

Hanks, T. C., 1985, The National Earthquake Hazards Reduction ProgramScientific Status: U.S. Geol. Survey Bull. 1059, 40 p.

Hays, W. W., 1980, Procedures for estimating earthquake ground motions: U.S. Geol. Survey Prof. Paper 1114, 77p.

Sibol, M. S., Bollinger, G. A., and Mathena, E. C. (eds.), 1985, Seismicity of the Southeastern United States, January 1-January 30, 1985: Seismological Observatory, Virginia Polytechnic Institute and State University, Southeastern U.S. Seismic Network Bull. 16, 70 p.

Spence, W., Sipkin, S. A., and Choy, G. L., 1989, Measuring the size of an earthquake: Earthquakes and Volcanoes, U.S. Geological Survey, v. 21, no. 1, p. 58-63.

Stover, C. W., 1988, United States Earthquakes, 1984: U.S. Geological Survey Bulletin 1862, 179 p.

Stover, C. W., Reagor, B. G., and Algermissen, S. T., 1984, United States Earthquake Data File: U.S. Geological Survey Open-File Report 84-225, 123 p.

U.S. Geological Survey, 1973, Earthquake history of Maryland: Earthquake Information Bulletin, v. 5, no. 4, p. 22-23.

_______, 1981, Questions and answers: Earthquake Information Bulletin, v. 13, no. 4, p. 153-154.

_______, 1990, Preliminary Determination of Epicenters, Weekly Listing: National Earthquake Info. Center, Denver, No. 2-90, Feb. 1, 1990.

Wheeler, R. L. and Bollinger, G. A., 1984, Seismicity and suspect terranes in the Southeastern United States: Geology, v. 12, no. 6, p. 323-326.

SUGGESTED READINGS FOR THE NON-GEOLOGIST

Bolt, B. A., 1978, Earthquakes, a primer: W. H. Freeman and Co., San Francisco, 241 p.

Gere, J. M. and Shah, H. C., 1984, Terra non firma: W. H. Freeman and Co., San Francisco, 203 p.

Halacy, D. S., Jr., 1974, Earthquake A natural history: Bobbs-Merrill Co., New York, 162 p.

Hodgson, J. H., 1964, Earthquakes and earth structure: Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, N.J., 166 p.

Pakiser, L. C., 1988, Earthquakes: U.S. Geological Survey, Denver, Colo., 20p.

This pamphlet was prepared by James P. Reger.
Compiled by the Maryland Geological Survey, 2300 St. Paul Street, Baltimore, MD 21218
This electronic version of "Earthquakes and Maryland " was prepared by Bob Conkwright, Division of Coastal and Estuarine Geology, Maryland Geological Survey.


What is Intensity?

Définition:

Intensity is a measure that is often used in geology to describe how much shaking is happening when an earthquake occurs. It can be seen as a measure of how strong an earthquake is since it measures how severe the shaking is, which is affected by many factors including the type of geology of an area.

How it is measured:

The way in which intensity is measured relies on how much damage is caused and is visible after an earthquake has occurred.

Earliest measurements:

The Rossi-Forel (RF) scale was one of the earliest scales developed to measure the intensity of earthquakes. It was developed in the 19 th century and had levels ranging from I to X, with corresponding levels of damage that would be noticed at each of these levels.

Scales used for measurements:

The Rossi-Forel scale and the Modified Mercalli scale are two of the ways that the intensity of an earthquake is assessed. The Modified Mercalli scale was developed to replace the RF scale which was thought by some scientists to not be very good. There are other types of scales such as the European Macroseismic Scale which are used. Complicating the issue is the fact that different countries may choose to use different scales. The Modified Mercalli Intensity (MMI) Scale is used in the United States and is based on the extent of damage caused by the earthquake to both natural and man-made structures in the landscape. Many European countries use the European Macroseismic Scale which has levels from I to XII.

Examples from the real world:

The Loma Prieta earthquake which occurred in California in 1989 was measured and estimated to have a maximum intensity of IX, meaning there was very violent shaking. Other areas affected by the same earthquake were assessed on the Mercalli scale to have an Intensity of VIII.


Contenu

Ground shaking can be caused in various ways (volcanic tremors, avalanches, large explosions, etc.), but shaking intense enough to cause damage is usually due to rupturing of the earth's crust known as earthquakes. The intensity of shaking depends on several factors:

  • The "size" or strength of the source event, such as measured by various seismic magnitude scales.
  • The type of seismic wave generated, and its orientation.
  • The depth of the event.
  • The distance from the source event. due to local geology

Site response is especially important as certain conditions, such as unconsolidated sediments in a basin, can amplify ground motions as much as ten times.

Where an earthquake is not recorded on seismographs an isoseismal map showing the intensities felt at different areas can be used to estimate the location and magnitude of the quake. [1] Such maps are also useful for estimating the shaking intensity, and thereby the likely level of damage, to be expected from a future earthquake of similar magnitude. In Japan this kind of information is used when an earthquake occurs to anticipate the severity of damage to be expected in different areas. [2]

The intensity of local ground-shaking depends on several factors besides the magnitude of the earthquake, [3] one of the most important being soil conditions. For instance, thick layers of soft soil (such as fill) can amplify seismic waves, often at a considerable distance from the source, while sedimentary basins will often resonate, increasing the duration of shaking. This is why, in the 1989 Loma Prieta earthquake, the Marina district of San Francisco was one of the most damaged areas, though it was nearly 100 km from the epicenter. [4] Geological structures were also significant, such as where seismic waves passing under the south end of San Francisco Bay reflected off the base of the Earth's crust towards San Francisco and Oakland. A similar effect channeled seismic waves between the other major faults in the area. [5]

The first simple classification of earthquake intensity was devised by Domenico Pignataro in the 1780s. [6] The first recognisable intensity scale in the modern sense of the word was drawn up by P.N.G. Egen in 1828. However, the first modern mapping of earthquake intensity was made by Robert Mallet, an Irish engineer who was sent by Imperial College, London, to research the December 1857 Basilicata earthquake, also known as The Great Neapolitan Earthquake of 1857. [7] The first widely adopted intensity scale, the Rossi–Forel scale, was introduced in the late 19th century as a 10 grade scale. [8] In 1902, Italian seismologist Giuseppe Mercalli, created the Mercalli Scale, a new 12-grade scale. A very significant improvement was achieved, mainly by Charles Francis Richter during the 1950s, when (1) a correlation was found between seismic intensity and the Peak ground acceleration - PGA (see the equation that Richter found for California). [9] (2) a definition of the strength of the buildings, and a subdivision into groups (called type of buildings) was made. Then, the evaluation of the seismic intensity was based upon the damage grade to a given type of structure. That gave the Mercalli Scale, as well as the followed European MSK-64 scale, the quantitative element, which represents the vulnerability of the building's type. [10] Since then, that scale was called the Modified Mercalli intensity scale - MMS and the evaluations of the Seismic Intensities became more reliable. [11]

In addition, more intensity scales have been developed and are used in different parts of the world:


ShakeOut Earthquake Scenario

A modeled probable earthquake scenario based on the most comprehensive scientific research analysis done to understand the impacts and implications of a hypothetical but realistic 7.8 earthquake on the San Andreas Fault. Pairing robust science with state-of-the-art modeling and visualization tools makes ShakeOut an accessible and effective message, in scenario form, to enhance community preparedness and resilience to earthquakes.

The first public product of SAFRR (then the Multi-Hazard Demonstration Project (MHDP)) was the ShakeOut Earthquake Scenario, published in May 2008 and by November of that year becoming the centerpiece of the Nation's largest ever emergency response and public preparedness exercises as The Great Southern California ShakeOut.

The magnitude 7.8 earthquake scenario served as the scientifically credible basis of the largest earthquake drill in United States history involving over 5,000 emergency responders and disaster recovery agents and the participation of over 5.5 million citizens. The ShakeOut Scenario described what would happen during and after a magnitude 7.8 on the southernmost 300 km of the San Andreas fault, a plausible event on the fault most likely to produce a major earthquake. An earthquake like this - large enough to cause strong shaking over much of southern California - is inevitable and understanding its impacts is an important step in preparing for the event.

The ShakeOut Scenario considered a range of effects from the direct physical impacts to the long-term, social, cultural, and economic consequences. The ShakeOut Scenario also identified factors that will determine whether the event would be a disaster or a catastrophe, that is, whether the event would disrupt southern California for a few years, or for decades. This unprecedented project brought together a diverse collaboration of more than 300 scientists, academics, engineers, industry professionals, emergency managers, and public servants.

The USGS and its partners deliver a number of resources and tools, including videos, maps, and animations that have been created to visually convey aspects of the ShakeOut Scenario earthquake and its impacts. These tools, all available at ShakeOut.org, enable emergency responders, government officials, scientists, and residents to identify the most likely damages and problems, and thus make the best possible decisions.

ShakeMaps, for instance, provide near-real-time maps of ground motion and shaking intensity following significant earthquakes. These maps are used by federal, state, and local organizations, both public and private, for post-earthquake response and recovery, public and scientific information, as well as for preparedness exercises and disaster planning.


Here’s what earthquake magnitudes mean—and why an 8 can be so much scarier than a 6

We know an earthquake is severe when it has a high magnitude number. The 1985 quake that devastated Mexico City was an 8. The quake that shook central Mexico this week was a 7.1.

But what exactly is magnitude?

Basically, magnitude is a number representing the total energy released in an earthquake, said seismologist Lucy Jones. The energy released is determined by how much rock moves and how far it moves.

Here’s an explainer for what magnitudes mean, and how that relates to the shaking we feel. This explains why an 8 could be so much more terrifying than a 6.

Magnitude 6.7: Both ends of this medical administration building collapsed, and the second floor pancaked. (Ricardo DeAratanha / Los Angeles Times)

How does magnitude relate to how much energy was produced in an earthquake?

For each whole-number increase in magnitude, the seismic energy released increases by about 32 times. That means a magnitude 7 earthquake produces 32 times more energy — or is 32 times stronger — than a magnitude 6.

A magnitude 8 releases 1,000 times more energy than a magnitude 6, but it releases that energy over a larger area and for a longer time, Jones said.

How a seismogram worked. (USGS)

Originally, the definition of magnitude related to seismograms, in which machines used an ink stylus to record rapid motions on a rolling drum of paper that would measure shaking. Magnitude was about how big the waves were on a seismogram at a particular distance from the epicenter. On the so-called Richter scale, a magnitude 8 on a seismogram was 10 times bigger than a magnitude 7.

But the Richter scale was eventually scrapped in favor of what is known as the moment magnitude scale. The moment magnitude scale measures the movement of rock along the fault, and accurately measures larger earthquakes, which can last for minutes and affect a much larger area the Richter scale did not accurately record such quakes, Jones said.

The U.S. Geological Survey has a calculator that can help you make these calculations. So, for instance, a magnitude 8.2 — probably the strongest earthquake that could hit Southern California on the San Andreas fault — would produce an astonishing 178 times more energy than the magnitude 6.7 Northridge earthquake in 1994.

Magnitude 6.9: Workers check the damage to Interstate 880 in Oakland on Oct. 19, 1989. The freeway collapsed in the massive Loma Prieta earthquake. (Paul Sakuma / Associated Press)

What are the earthquake magnitudes to worry about?

Magnitude is important, but a key factor is where a quake strikes. The ones most people care about strike under or near heavily populated areas.

This week's magnitude 7.1 earthquake in Mexico was so destructive in the capital because it was relatively close to Mexico City — just 80 miles away. The Sept. 7, 2017 magnitude 8.1 earthquake was 450 miles away, and did not cause major damage in the capital. (Raoul Rañoa / Los Angeles Times)

Generally, earthquakes of magnitude 6 and above are the ones for concern. When nearby, they can cause shaking intensities that can begin to break chimneys and cause considerable damage to the most seismically vulnerable structures, such as non-retrofitted brick buildings.

Earthquakes of magnitude 7 and above can overturn heavy furniture and inflict considerable damage in ordinary buildings.

Magnitude 8: The aftermath of the 1985 earthquake in Mexico City. The capital was hit hard, largely due to the soft soil conditions under the city, despite it being 250 miles from the epicenter of the earthquake in Michoacán. (John Downing / Getty Images)

OK, so I understand that magnitudes 6s, 7s and 8s can be bad. What does that mean in terms of how bad the shaking will be where I’m located?

Let’s consider the 1994 Northridge earthquake.

Intensity 9, or "violent," shaking, only struck a small section of Southern California in the 1994 magnitude 6.7 earthquake. Vast swaths of the region was hit by less severe shaking. (USGS)

That earthquake was a magnitude 6.7. But the shaking intensity varied by where you were when it hit.

If you were in Northridge, right on top of where the earthquake fault moved, you faced what’s known as intensity 9 shaking, defined by the Modified Mercalli Intensity scale as “violent” — enough to shift a structure off its foundation.

Yet the downtown Los Angeles region got far less intense shaking from the same earthquake — intensity 6 or 7, where damage is negligible in buildings of good design and construction.

Magnitude 9: A street in Ofunato, in Japan's Iwate prefecture, after an earthquake struck off the coast in 2011, triggering a tsunami. (Toshifumi Kitamura / AFP/Getty Images)

Let’s say a magnitude 7.8 earthquake strikes the San Andreas fault in Southern California. What intensity shaking would Southern California feel?

Vast swaths of Southern California would feel intensity 10 shaking, or extreme shaking — an earthquake that no one alive today has experienced in this region.

Meanwhile, one hypothetical magnitude 7.8 earthquake on the San Andreas fault could send "extreme," or Intensity 10, shaking across most of urbanized Southern California. (USGS)

I’ve never heard of this intensity scale. Can you describe it more?

Intensity 10: Extreme — Some well-built wooden structures destroyed most masonry and frame structures destroyed with foundations. Rails bent.

Intensity 9: Violent — Damage considerable in specially designed structures well-designed frame structures thrown out of plumb. Damage great in substantial buildings, with partial collapse. Buildings shifted off foundations.

Intensity 8: Severe — Damage slight in specially designed structures considerable damage in ordinary substantial buildings with partial collapse. Damage great in poorly built structures. Fall of chimneys, factory stacks, columns, monuments, walls. Heavy furniture overturned.

Intensity 7: Very strong — Damage negligible in buildings of good design and construction slight to moderate in well-built ordinary structures considerable damage in poorly built or badly designed structures some chimneys broken.

Intensity 6: Strong — Felt by all, many frightened. Some heavy furniture moved a few instances of fallen plaster. Damage slight.

Intensity 5: Moderate — Felt by nearly everyone many awakened. Some dishes, windows broken. Unstable objects overturned. Pendulum clocks may stop.

Intensity 4: Light — Felt indoors by many, outdoors by few during the day. At night, some awakened. Dishes, windows, doors disturbed walls make cracking sound. Sensation like heavy truck striking building. Standing motor cars rocked noticeably.

Intensity 3: Weak — Felt quite noticeably by persons indoors, especially on upper floors of buildings. Many people do not recognize it as an earthquake. Standing motor cars may rock slightly. Vibrations similar to the passing of a truck. Duration estimated.

Intensity 2: Weak — Felt only by a few persons at rest, especially on upper floors of buildings.

Intensity 1: Not felt — Not felt except by a very few under especially favorable conditions.

Magnitude 9.2: In this March 27, 1964, photo released by the U.S. Geological Survey, Seward Highway near Anchorage is badly damaged after the massive quake off Alaska. (Associated Press)

Remember when people used to say ‘Richter scale’ when describing magnitude? What happened to the Richter scale?

The USGS switched its definition of magnitude from the Richter scale to the moment magnitude scale in the late 1990s, Jones said.

The Richter scale, developed in the 1930s, was named after American seismologist and physicist Charles Richter.


ABSTRACT

This article summarizes the geotechnical effects of the 25 April 2015 M 7.8 Gorkha, Nepal, earthquake and aftershocks, as documented by a reconnaissance team that undertook a broad engineering and scientific assessment of the damage and collected perishable data for future analysis. Brief descriptions are provided of ground shaking, surface fault rupture, landsliding, soil failure, and infrastructure performance. The goal of this reconnaissance effort, led by Geotechnical Extreme Events Reconnaissance, is to learn from earthquakes and mitigate hazards in future earthquakes.


8.7: Magnitude and Intensity

As the Richter scale does not adequately differentiate between the largest earthquakes, a new "moment magnitude" scale is being used by seismologists to provide a better measure. On the moment magnitude scale, the San Francisco earthquake is estimated at magnitude 7.7 compared to an estimated Richter magnitude of 8.3.

Strainmeter in a San Francisco tunnel monitors the nearby San Andreas fault.
Full size image - 36k.

Intensity is a measure of the strength of shaking experienced in an earthquake. The Modified Mercalli Scale represents the local effect or damage caused by an earthquake the "intensity" reported at different points generally decreases away from the earthquake epicenter. The intensity range, from I - XII, is expressed in Roman numerals. For example, an earthquake of intensity II barely would be felt by people favorably situated, while intensity X would produce heavy damage, especially to unreinforced masonry. Local geologic conditions strongly influence the intensity of an earthquake. Commonly, sites on soft ground or alluvium have intensities 2 to 3 units higher than sites on bedrock.

U.S. Department of the Interior | U.S. Geological Survey
URL: https://pubs.usgs.gov/gip/earthq3/magnitude.html
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Page Last Modified: Wednesday, November 30, 2016, 12:12:28 PM


Voir la vidéo: Earthquake Magnitude Power Comparison