Mer

5.3.5: Hva skjer under et jordskjelv? - Geofag


Oversikt

Jordskælv i jordskorpene starter på fem til tolv miles dyp, vanligvis i det laget av jordskorpen som er sterkest på grunn av gravtrykk, like over den sprø-duktile overgangen, dybden under hvilken temperatur svekkelse begynner å tre i kraft (figur 2-1 ). Jordskjelv som Nisqually Earthquake i 2001 starter på Juan de Fuca -platen som ligger til grunn for kontinentet, på større dyp, men fortsatt i sprø stein. Disse dybdene er for store til at vi kan studere kildeområdene til jordskjelv direkte ved dypboring, og derfor må vi basere vår forståelse av indirekte bevis. Vi gjør dette ved å studere de detaljerte egenskapene til seismiske bølger som passerer gjennom disse jordskorpelagene, eller ved å utsette bergarter for laboratorietester ved temperaturer og trykk som forventes på disse dypene. Og noen eldgamle feilsoner har blitt løftet og erodert i millioner av år siden feilene fant sted, slik at vi kunne observere dem direkte på overflaten og konkludere med hvordan gamle jordskjelv kan ha skjedd på dem.

Et jordskjelv vil mest sannsynlig briste skorpen der den tidligere har blitt brutt ved en feil fordi en feilsone har en tendens til å være svakere enn ufeilbar stein rundt den. Jordskorpen er som en kjede, bare så sterk som dens svakeste ledd. Belastningen har blitt elastisk, og nå nås styrken til den ødelagte skorpen rett over sonen der temperatur svekkelse oppstår. Plutselig mislykkes dette sterke laget, og bruddet løper sidelengs og oppover mot overflaten, bryter de svakere lagene over det og til og med ned i skorpen som normalt ville oppføre seg på en seig måte. Bevegelsen i den sprø skorpen gir friksjon, som genererer varme som kan være tilstrekkelig til å smelte fjellet på steder. I tilfeller der bruddet bare strekker seg over en kilometer eller så, er jordskjelvet relativt lite, som Scotts Mills jordskjelv fra 1993 øst for Salem, Oregon. Men i sjeldne tilfeller fortsetter bruddet i hundrevis av miles, og et stort jordskjelv som jordskjelvet i San Francisco 1906 eller Denali i Alaska i 2002, er resultatet. For øyeblikket kan forskere ikke si hvorfor et jordskjelv stopper etter bare et lite segment av en feilbrudd, men et annet segment av feilbrudd i hundrevis av miles, og som genererer et gigantisk jordskjelv.

Bruddet forårsaker det plutselige tapet av tøyenergi som fjellet hadde bygget seg opp over hundrevis av år, tilsvarende brikkenes trykk eller ballongen. Sjokket utstråler fra rupturen som seismiske bølger, som beveger seg til overflaten og produserer ristingen vi opplever i et jordskjelv (Figur 3-11). Disse bølgene er av tre grunnleggende typer: P bølger (primærbølger), S bølger (sekundære eller skjærbølger), og overflatebølger. P- og S -bølger kalles kroppsbølger fordi de passerer direkte gjennom jorden, mens overflatebølger beveger seg langs jordens overflate, som krusningene i en dam når en stein kastes i den.

P- og S-bølger er fundamentalt forskjellige (figur 3-12). En P -bølge er lett å forstå av en biljardspiller, som "bryter" et sett med bassengballer arrangert i en stram trekant, alle rørende. Når cue -ballen treffer de andre ballene, komprimerer energien til å slå den neste ballen elastisk et øyeblikk. Komprimeringen overføres til neste ball, deretter til neste, til hele settet med bassengkuler sprer seg rundt bordet. Den elastiske deformasjonen er parallell med retningen bølgen beveger seg, som vist på toppdiagrammet i figur 3-12. P -bølger passerer gjennom et fast stoff, som stein, og de kan også passere gjennom vann eller luft. Når jordskjelvbølger passerer gjennom luften, avgir de noen ganger lyder.

En S -bølge kan tenkes ved å knytte den ene enden av et tau til et tre. Hold tauet tett og rist det raskt fra side til side. Du kan se det som ser ut som bølger som løper nedover tauet mot treet og forvrengte tauets form. På samme måte, når S -bølger passerer gjennom stein, forvrenger de formen. Den elastiske deformasjonen er vinkelrett på retningen bølgen beveger seg, som vist på bunndiagrammet i figur 3-12. S -bølger kan ikke passere gjennom væske eller luft, og de ville ikke merkes ombord på et skip til sjøs.

Fordi S-bølger produseres ved bevegelse sidelengs, er de langsommere enn P-bølger, og seismologen bruker dette faktum til å fortelle hvor langt det er fra seismografen til jordskjelvet (figur 3-13). Seismogrammet registrerer P -bølgen først, deretter S -bølgen. Hvis seismologen kjenner hastigheten på hver bølge, er det mulig å regne ut hvor langt jordskjelvbølgene har reist for å nå seismografen ved å vite at begge bølgene startet samtidig. Hvis vi kan bestemme avstanden til det samme jordskjelvet fra flere forskjellige seismografstasjoner, er vi i stand til å finne episenter, som er punktet på jordoverflaten rett over jordskjelvet fokus. Fokus eller hyposenter er punktet under jordoverflaten der skorpen eller mantelen først brister for å forårsake et jordskjelv (figur 3-4). Dybden på jordskjelvet under overflaten kalles dens brennvidde.

En moderne tre-komponent seismografstasjon gir mer informasjon om en jordskjelvskilde enn en enkeltkomponent seismograf fordi den består av tre separate seismometre, en målebevegelse i øst-vest-retning, en som måler nord-sør-bevegelse og en som måler opp- ned bevegelse. Et øst-vest seismometer kan for eksempel se om bølgen kommer fra øst eller vest, og en seismograf i Seattle kan skille et jordskjelv på Cascadia Subduction Zone i vest fra et jordskjelv i Pasco-bassenget øst for Kaskader.

Overflatebølgene er mer komplekse. Etter å ha nådd overflaten, vil mye jordskjelvsenergi løpe langs overflaten, noe som får bakken til å gå opp og ned, eller svinge fra side til side. Noen mennesker fanget i et jordskjelv har rapportert at de faktisk kunne se bakken beveger seg opp og ned, som en havbølge, men raskere.

Et jordskjelv frigjør et komplekst utvalg av bølger, med stor variasjon i Frekvens, som er antall bølger som skal passere et punkt på et sekund. En gitarstreng vibrerer mange ganger i sekundet, men det tar påfølgende havbølger mange sekunder å nå en ventende surfer. Havbølgen har en lav frekvens, og gitarstrengen vibrerer ved en høy frekvens. Et jordskjelv kan sammenlignes med et symfoniorkester, med celloer, fagott og trommer som produserer lydbølger som vibrerer ved lave frekvenser, og pikoloer, fløyter og fioliner som vibrerer ved høye frekvenser. Det er bare ved bruk av høyhastighetsdatamaskiner at en seismolog kan skille ut de komplekse vibrasjonene som et jordskjelv produserer og begynne å lese og forstå sfærenes musikk.

For å forklare dette går jeg tilbake til stykket Silly Putty (figur 3-2). Silly Putty kan tøyes ut som tyggegummi når den trekkes sakte. Heng et stykke Silly Putty over siden av et bord, så drypper det sakte ned på gulvet under sin egen vekt, som myk tjære (duktil flyt). Likevel har den en annen, tilsynelatende motstridende, egenskap når den deformeres raskt. Den vil sprette som en ball, noe som indikerer at den kan være elastisk. Hvis Silly Putty blir strukket ut plutselig, vil det bryte, noen ganger i flere biter (sprø brudd).

Forskjellen er om belastningen påføres plutselig eller sakte. Når belastningen påføres raskt, vil Silly Putty absorbere belastningen elastisk (den vil hoppe), eller den vil knuse, avhengig av om belastningen tar den forbi bristepunktet. Jordskjelvbølger deformerer stein veldig raskt, og som Silly Putty oppfører berget seg som et elastisk fast stoff. Hvis belastningen påføres sakte, flyter Silly Putty, nesten som tjære. Dette er måten asthenosfæren og nedre skorpe fungerer på. De indre strømningene som driver bevegelsen av platetektonikk er ekstremt treg, tommer per år eller mindre, og med de langsomme hastighetene, strømmer stein.

Videre, når en feil sprekker den sprø skorpen like over den sprø-duktile overgangen, kan feilbruddet forplante seg nedover i skorpen som oppfører seg sprø fordi feilbruddet genereres ved høy hastighet, i motsetning til dets reaksjon på sakte deformasjon av platetektonikk. Vi kommer tilbake til dette emnet i kapittel 4, der vi vurderer oppførselen til Cascadia Subduction Zone, der plategrensen består av materiale nærmere overflaten som er elastisk eller utsatt for sprø brudd under alle forhold, et dypere lag som er duktilt under alle forhold, og et mellomliggende eller overgangslag som er duktilt når belastningen påføres sakte, i takt med platetektonikk, men er sprø når spenningen påføres raskt når en jordskjelv-genererende feil forplanter seg nedover. Men selv det dypeste laget er elastisk for forplantning av seismiske kroppsbølger.


Størrelsen på et jordskjelv avhenger av

  • Området for feilen som sprakk.
  • Avstanden som steinene på de to sidene av feilen glir forbi hverandre.

Små jordskjelv sprekker små feil eller små deler av store feil. Feilbevegelse under slike hendelser er rask, små skjelv varer bare en brøkdel av et sekund, og steinene på hver side av feilen beveger seg ikke særlig langt.

Store jordskjelv ødelegger feil som er titalls til tusenvis av kilometer lange. Slike brudd kan ta minutter å fullføre, så sterk risting nær jordskjelvene kan vare flere minutter, og steiner over feilen kan kompenseres for titalls meter under svært store jordskjelv.


Felles mekanisme for grunne og dype jordskjelv foreslått

Jordskjelv er merket med "grunt" hvis de forekommer på under 50 kilometers dybde. De er merket "dype" hvis de forekommer på 300-700 kilometers dybde. Når det oppstår glidning under disse jordskjelvene, svekkes feilene. Hvordan denne feil svekkelsen finner sted er sentralt for å forstå jordskjelvglidning.

En ny studie publisert online i Naturgeovitenskap i dag av et forskerteam ledet av University of California, rapporterer Riverside geologer nå at en universell glidemekanisme opererer for jordskjelv i alle dybder - fra de dype helt opp til jordskorpene.

"Selv om grunne jordskjelv-den typen som truer California-må starte annerledes enn de veldig dype, viser vårt nye arbeid at de, etter at de begynte, glir etter samme fysikk," sa ekspert på dyp jordskjelv Harry W. Green II , en fremtredende professor ved Graduate Division ved UC Riversides avdeling for geofag, som ledet forskningsprosjektet. "Forskningsoppgaven vår presenterer en ny, samlende modell for hvordan jordskjelv fungerer. Resultatene våre gir en mer nøyaktig forståelse av hva som skjer under jordskjelvglidning som kan føre til bedre datamodeller og kan føre til bedre spådommer om seismisk rystefare."

Glidningens fysikk er selvsmøring av jordskjelvsfeilen ved strøm av et nytt materiale som består av bittesmå nye krystaller, rapporterer studien. Både grunne og dype jordskjelv involverer fasetransformasjoner av bergarter som produserer ørsmå krystaller av nye faser der glidning skjer.

"Andre forskere har antydet at det er væske i feilsonene eller generert der," sa Green. "Undersøkelsen vår viser at væske ikke er nødvendig for svekkelse av feil. Når jordskjelv kommer i gang, finner lokal lokal oppvarming sted i feilsonen. Resultatet av den oppvarmingen i grunne jordskjelv er å starte reaksjoner som de som skjer i dype jordskjelv, slik at de begge ender med å smøres på samme måte. "

Green forklarte at på 300-700 kilometers dybde er trykket og temperaturen så høy at bergarter i dette dype indre av planeten ikke kan brytes av de sprø prosessene som er sett på jordens overflate. Ved grunne jordskjelv øker belastningen på feilen sakte som svar på langsom bevegelse av tektoniske plater, med glidende begynnelse når disse spenningene overstiger statisk friksjon. Mens dype jordskjelv også kommer i gang som svar på økende påkjenninger, flyter steinene der heller enn å bryte, bortsett fra under spesielle forhold.

"De spesielle temperatur- og trykkforholdene får mineraler i fjellet til å bryte ned til andre mineraler, og i prosessen med denne fasetransformasjonen kan det oppstå en feil og plutselig bevege seg og utstråle risting - akkurat som på grunne dyp," sa Green .

Forskningen forklarer hvorfor store feil som San Andreas-feilen i California ikke har en varmestrøm-anomali rundt seg. Hvis det skjedde grunne jordskjelv ved sliping og knusing av stein, slik geologer en gang trodde, ville prosessen generere nok varme til at store feil som San Andreas ville bli litt varmere langs lengden enn de ville vært ellers.

"Men en så forutsagt varm region langs slike feil har aldri blitt funnet," sa Green. "Den logiske konklusjonen er at feilen må bevege seg lettere enn vi trodde. Ekstrem oppvarming i en veldig tynn sone langs feilen gir det svært svake smøremiddelet. Volumet av materiale som varmes opp er veldig lite og overlever i svært kort tid - - sekunder, kanskje - etterfulgt av svært lite varmegenerering under glidning fordi smøremidlet er veldig svakt. "

Den nye forskningen forklarer også hvorfor feil med glass på (som gjenspeiler det faktum at feilsonen smeltet under jordskjelvet) er sjeldne. Når grunne jordskjelv starter, stiger temperaturen lokalt til det er varmt nok til å starte en kjemisk reaksjon - vanligvis nedbryting av leirer eller karbonater eller andre vannfaser i feilsonen. Reaksjonene som bryter ned leirene eller karbonater stopper temperaturen fra å klatre høyere, med varme som blir brukt opp i reaksjonene som produserer det nanokrystallinske smøremiddelet.

Hvis feilsonen ikke har vannfaser eller karbonater, øker den plutselige oppvarmingen som begynner når glidingen starter, den lokale temperaturen på feilen helt til bergets smeltetemperatur. I slike tilfeller oppfører smelten seg som et smøremiddel og glideoverflaten ender opp med smelte (som ville slukke til et glass) i stedet for det nanokrystallinske smøremiddelet.

"Grunnen til at dette ikke skjer ofte, det vil si grunnen til at vi ikke ser mange feil med glass på, er at jordskorpen består av en stor grad av vann- og karbonatfaser, og til og med steinene som don har ikke slike faser som regel har feltspat som knuses i feilsonen, forklarte Green. "Feltspatene vil" råtne "til leire i løpet av de hundre årene mellom jordskjelv som vann beveger seg langs feilsonen. I så fall, når det neste jordskjelvet kommer, er feilsonen klar med leirer og andre faser som kan brytes ned, og prosessen gjentar seg. "

Forskningen involverte studier av laboratoriejordskjelv-høytrykksskjelv så vel som høyhastighets-ved bruk av elektronmikroskopi i friksjon og feilsøkingseksperimenter. Det var Greens laboratorium som først gjennomførte en serendipitøs serie eksperimenter, i 1989, på riktig type mantelbergarter som gir geologer innsikt i hvordan dype jordskjelv fungerer. I det nye arbeidet undersøkte Green og teamet hans også Punchbowl Fault, en forfedre gren av San Andreas Fault som er blitt gravd ut av erosjon fra flere kilometers dybde, og funnet nanometriske materialer i feilen - som forutsagt av modellen.


Earthlines dynamiske geosfærer Jordskjelvshistorier

Nedenfor er historier som ble designet av Cheryl Mosier, en jordvitenskapslærer ved Columbine High School i Littleton, Colorado.

  1. Den dynamiske geosfæren inkluderer et steinete eksteriør som økosystemer og menneskelige samfunn utviklet seg på og et delvis smeltet interiør med konveksjonssirkulasjon som genererer magnetosfæren og driver platetektonikk. Den inneholder ressurser som opprettholder liv, forårsaker naturfarer som kan true liv og påvirker alle andre jordas andre geosfærer.
  1. Naturfarer forbundet med jordens prosesser og hendelser inkluderer tørke, flom, stormer, vulkansk aktivitet, jordskjelv og klimaendringer. De utgjør risiko for mennesker, deres eiendom og lokalsamfunn. Jordvitenskap brukes til å studere, forutsi og redusere naturfarer slik at vi kan vurdere risikoer, planlegge klokt og tilpasse oss effekten av naturfarer.

Aktivitet 1 - Et jordskjelv i ditt fellesskap

Aktivitet 2 - Oppdagelse av jordskjelvbølger

Aktivitet 3 - Hvor stor var den?

Aktivitet 4 - Jordskjelvshistorien til ditt fellesskap

Aktivitet 5 - Redusere jordskjelvsskader

Aktivitet 6-Utforming av strukturer for jordskjelv

Nøkkelbevis lært

- P og S og overflatebølger og deres egenskaper

- hvordan lese et seismometer

- hvordan du tolker en reisetid graf

- utvikle en intensitetsskala

- globale EQ -distribusjonsmønstre

- korrelasjoner mellom feil og EQ -steder

- direkte og indirekte farer

- sikker byggekonstruksjon

Tilkobling til:

- sammenligning av størrelse og intensitet

- personlig sikkerhet under og etter en EQ

- hvordan bevegelsen av P, S og overflatebølger påvirker jordoverflaten og forårsaker skade


Fare for jordskjelv

Faretypen avhenger av styrken til seismisk aktivitet, sammen med faktorer som lokale topografiske og bygde funksjoner, geologi under overflaten og grunnvann. Et stort jordskjelv vil alltid bli fulgt av en rekke etterskjelv.

Jordskjelv
Hvis et jordskjelv genererer en stor nok rystningsintensitet, kan strukturer som bygninger, broer og demninger bli alvorlig skadet, og klipper og skrånende jord destabilisert. Sitte eller stablede gjenstander kan falle og skade eller begrave noen i nærheten. I de største jordskjelvene kan hele distrikter bli ødelagt av de mange konsekvensene av jordskjelv.
Jordskjelv vil variere over et område på grunn av faktorer som topografi, berggrunnstype og plasseringen og orienteringen av feilbruddet. Disse påvirker alle måten de seismiske bølgene beveger seg gjennom bakken. For en forklaring på den eksepsjonelle høye energien fra jordskjelvene i Christchurch i 2011, kan du se på denne videoen.

Tsunamier er oseaniske bølger med lange bølgelengder generert av plutselig forskyvning av sjøvann av et grunt jordskjelv, vulkanutbrudd eller ubåtskred. Hvordan er det å møte en tsunami? Se denne videoen!

Det kan produseres en rekke bølger, og de kan reise lange avstander i høye hastigheter for å oversvømme fjerntliggende kyster. Høyden på en tsunami varierer og kan påvirkes av havbunnens dybde og form, og andre faktorer. New Zealand er utsatt for tsunamier som stammer fra avstandskilder rundt Pacific Ring of Fire, så vel som fra nær kysten vår. Tsunamier i nærheten av kilder vil tillate svært lite advarsel.

Store jordskjelv kan generere tsunamibølger i lukkede vannforekomster som innsjøer. I New Zealand er det store innsjøer som kan påvirkes, for eksempel innsjøene Wakatipu og Wanaka som er i nærheten av Alpine Fault.

Skred og steinsprang

Jordskjelv på grunn av jordskjelv destabiliserer klipper og bratte skråninger, noe som forårsaker skred og steinfall som en betydelig bivirkning. Kraftig regn og ikke -konsolidert eller sprukket stein er forverrende faktorer.

Innsynking og lateral spredning

Innsynking, eller senking av bakken, skjer ofte under jordskjelv.

Dette kan skyldes nedadgående vertikal forskyvning på den ene siden av en feil, og kan noen ganger påvirke et stort landområde. Kystområder kan bli permanent oversvømmet som et resultat.

Innsynking kan også forekomme ettersom bakkerysting får løse sedimenter til å "sette seg" og miste sin bæreevne (se flytning nedenfor) eller til å falle nedover skrånende grunn (se Skred og steinfall).

Lateral spredning oppstår der skrånende bakke begynner å bevege seg nedoverbakke, noe som får sprekker til å åpne seg, som ofte sees langs bakkekam og elvebredder.

Flytning oppstår når vanntette sedimenter blir opphisset ved seismisk risting. Dette skiller kornene fra hverandre og reduserer bæreevnen. Bygninger og andre strukturer kan synke ned i bakken eller vippe, mens underjordiske rør og tanker kan stige opp til overflaten.

Når vibrasjonene stopper, legger sedimentene seg ned igjen og klemmer grunnvannet ut av sprekker og hull i bakken for å forårsake flom. Ettervirkningene av kondensering kan etterlate store områder dekket av et dypt gjørme.


Vitenskapen om jordskjelv

An jordskjelv er det som skjer når to blokker av jorden plutselig glir forbi hverandre. Overflaten der de glir kalles feil eller feilfly. Plasseringen under jordoverflaten der jordskjelvet starter kalles hyposenter, og plasseringen rett over den på jordoverflaten kalles episenter.

Noen ganger har et jordskjelv forsjokk. Dette er mindre jordskjelv som skjer på samme sted som det større jordskjelvet som følger. Forskere kan ikke fortelle at et jordskjelv er et forsjokk før det større jordskjelvet skjer. Det største, viktigste jordskjelvet kalles hovedstøt. Nettstøt har alltid vært etterskjelv som følger. Dette er mindre jordskjelv som skjer etterpå på samme sted som hovedskjelvet. Avhengig av størrelsen på mainshock kan etterskjelv fortsette i uker, måneder og til og med år etter mainshock!

En forenklet tegneserie av jordskorpen (brun), mantel (oransje) og kjerne (væske i lysegrå, solid i mørkegrå). (Offentlig domene.)

Hva forårsaker jordskjelv og hvor skjer de?

Jorden har fire hovedlag: den indre kjernen, den ytre kjernen, mantelen og skorpen. Skorpen og toppen av mantelen utgjør en tynn hud på overflaten av planeten vår.

Men denne huden er ikke alt i ett stykke - den består av mange brikker som et puslespill som dekker jordens overflate. Ikke bare det, men disse puslespillbitene beveger seg sakte rundt, glir forbi hverandre og støter på hverandre. Vi kaller disse puslespillbrikkene tektoniske plater, og kantene på platene kalles tallerkengrenser. Plategrensene består av mange feil, og de fleste jordskjelvene rundt om i verden skjer på disse feilene. Siden platens kanter er grove, setter de seg fast mens resten av platen beveger seg. Til slutt, når platen har beveget seg langt nok, løsner kantene på en av feilene og det er et jordskjelv.

De tektoniske platene deler jordskorpen i forskjellige "plater" som alltid beveger seg sakte. Jordskjelv er konsentrert langs disse plategrensene. (Offentlig domene.)

Hvorfor rister jorden når det er et jordskjelv?

Mens kantene på feilene henger sammen, og resten av blokken beveger seg, lagres energien som normalt ville få blokkene til å gli forbi hverandre. Når kraften til de bevegelige blokkene endelig overvinner friksjon av de hakkede kantene på feilen og den unsticks, frigjøres alt som lagret energi. Energien stråler utover fra feilen i alle retninger i form av seismiske bølger som krusninger på en dam. De seismiske bølgene rister jorden mens de beveger seg gjennom den, og når bølgene når jordoverflaten, rister de på bakken og alt som er på den, som husene våre og oss!

Hvordan registreres jordskjelv?

Tegneserie -skissen av seismografen viser hvordan insrument rister med jorden under seg, men opptaksenheten forblir stasjonær (i stedet for omvendt). (Offentlig domene.)

Jordskjelv registreres av instrumenter som kalles seismografer. Innspillingen de gjør kalles a seismogram. Seismografen har en base som setter seg fast i bakken, og en tung vekt som henger fri. Når et jordskjelv får bakken til å riste, rister også seismografens bunn, men den hengende vekten gjør det ikke. I stedet absorberer fjæren eller snoren den henger fra all bevegelsen. Posisjonsforskjellen mellom den rystende delen av seismografen og den ubevegelige delen er det som er registrert.

Hvordan måler forskere størrelsen på jordskjelv?

Størrelsen på et jordskjelv avhenger av størrelsen på feilen og mengden glid på feilen, men det er ikke noe forskere enkelt kan måle med et målebånd siden feil er mange kilometer dype under jordoverflaten. Så hvordan måler de et jordskjelv? De bruker seismogram opptak gjort på seismografer på jordoverflaten for å bestemme hvor stort jordskjelvet var (figur 5). En kort vrikket linje som ikke vrikker så mye betyr et lite jordskjelv, og en lang vrikket linje som vrikker mye betyr et stort jordskjelv. Lengden på wiggle avhenger av størrelsen på feilen, og størrelsen på wiggle avhenger av mengden slip.

Størrelsen på jordskjelvet kalles det omfanget. Det er én størrelse for hvert jordskjelv. Forskere snakker også omintensitet av risting fra et jordskjelv, og dette varierer avhengig av hvor du er under jordskjelvet.

Et eksempel på en seismisk bølge med P -bølge og S -bølge merket. (Offentlig domene.)

Hvordan kan forskere fortelle hvor jordskjelvet skjedde?

Seismogrammer er også nyttige for å finne jordskjelv og for å se P -bølge og S -bølge er viktig. Du lærte hvordan P & amp S -bølger hver rister bakken på forskjellige måter mens de beveger seg gjennom den. P -bølger er også raskere enn S -bølger, og dette er det som gjør at vi kan fortelle hvor et jordskjelv var. For å forstå hvordan dette fungerer, la oss sammenligne P- og S -bølger med lyn og torden. Lys beveger seg raskere enn lyd, så under tordenvær vil du først se lynet og deretter høre torden. Hvis du er i nærheten av lynet, vil torden bomme rett etter lynet, men hvis du er langt unna lynet, kan du telle flere sekunder før du hører torden. Jo lenger du er fra stormen, jo lengre tid vil det ta mellom lyn og torden.

P -bølger er som lynet, og S -bølger er som torden. P -bølgene beveger seg raskere og rister bakken der du er først. Så følger S -bølgene og rister også på bakken. Hvis du er nær jordskjelvet, kommer P- og S -bølgen den ene rett etter den andre, men hvis du er langt unna, blir det mer tid mellom de to.

P Waves komprimerer og strekker skorpematerialet vekselvis parallelt med retningen de formerer seg. S Bølger får jordskorpen til å bevege seg frem og tilbake vinkelrett på retningen de beveger seg. (Offentlig domene.)

Ved å se på tiden mellom P- og S -bølgen på et seismogram registrert på en seismograf, kan forskere fortelle hvor langt borte jordskjelvet var fra dette stedet. Imidlertid kan de ikke fortelle hvilken retning jordskjelvet var fra seismografen, bare hvor langt unna det var. Hvis de tegner en sirkel på et kart rundt stasjonen der radius av sirkelen er den bestemte avstanden til jordskjelvet, de vet at jordskjelvet ligger et sted på sirkelen. Men hvor?

Forskere bruker deretter en metode som kalles triangulering for å bestemme nøyaktig hvor jordskjelvet var (se bildet nedenfor). Det kalles triangulering fordi en trekant har tre sider, og det tar tre seismografer for å finne et jordskjelv. Hvis du tegner en sirkel på et kart rundt tre forskjellige seismografer der radius av hver er avstanden fra den stasjonen til jordskjelvet, skjæringspunktet mellom de tre sirklene er episenter!

Kan forskere forutsi jordskjelv?

Nei, og det er usannsynlig at de noen gang vil kunne forutsi dem. Forskere har prøvd mange forskjellige måter å forutsi jordskjelv, men ingen har lykkes. På noen spesiell feil vet forskere at det vil komme et nytt jordskjelv en gang i fremtiden, men de har ingen måte å fortelle når det vil skje.

Er det noe som heter jordskjelvvær? Kan noen dyr eller mennesker fortelle når et jordskjelv er i ferd med å treffe?

Dette er to spørsmål som ennå ikke har klare svar. Hvis været påvirker forekomsten av jordskjelv, eller hvis noen dyr eller mennesker kan fortelle når et jordskjelv kommer, forstår vi ennå ikke hvordan det fungerer.

Triangulering kan brukes til å lokalisere et jordskjelv. Seismometerne er vist som grønne prikker. Den beregnede avstanden fra hvert seismometer til jordskjelvet er vist som en sirkel. Stedet hvor alle sirklene krysser hverandre er stedet for jordskjelvets episenter. (Offentlig domene.)


Hvor lenge varer et jordskjelv?

Veiskader nær Dee -bekk med svikt i fylling av fylling. Inangahua jordskjelv, mai 1968.

Dette avhenger av størrelsen på jordskjelvet og observatørens avstand fra det, fordi jordskjelvbølger sprer seg når de beveger seg mens de blir svakere.

Et jordskjelv med styrke 6 flere hundre kilometer unna kan ofte føles i 30-40 sekunder. Den faktiske varigheten av glid på jordskjelvfeilen er vanligvis ganske kort - for eksempel bare noen få sekunder for størrelsesorden 6. Dette er fordi feilbruddet sprer seg veldig raskt, så hele feilprosessen er over veldig raskt.

Under de aller største jordskjelvene kan feilbrudd fortsette i opptil 5 minutter ettersom bruddet sprer seg over en lengde på si 1000 km. For disse jordskjelvene betyr svært høye nivåer av etterskjelv at det kan føles kontinuerlig risting i bakken i noen timer.


Hvordan føles et jordskjelv?

Måten et jordskjelv føles avhenger av hvor du er, hvor jordskjelvet er, og hvor stort jordskjelvet er:

Et stort jordskjelv i nærheten vil føles som et plutselig stort støt etterfulgt av sterkere risting som kan vare noen sekunder eller opptil et par minutter hvis det er en sjelden stor hendelse. Ristingen vil føles voldsom, og det vil være vanskelig å stå opp. Innholdet i huset ditt blir et rot.

Et stort jordskjelv langt unna vil føles som en svak støt etterfulgt flere sekunder senere av sterkere rullende risting som kan føles som skarp risting en liten stund.

Et lite jordskjelv i nærheten vil føles som et lite skarpt støt etterfulgt av noen sterkere skarpe rystelser som går raskt over.

Et lite jordskjelv langt unna vil sannsynligvis ikke merkes i det hele tatt, men hvis du føler det, vil det være en subtil, mild risting eller to som er lettere å føle hvis du er stille og sitter.

Den type skorpemateriale de seismiske bølgene beveger seg gjennom på vei til deg, og typen grunne jordskorpestrukturen som er rett under deg vil også påvirke ristingen du føler. Myke tykke sedimenter vil forsterke ristingen og hard rock ikke. Hvis energien tilfeldigvis spretter rundt og blir fokusert på hvor du er, vil det også forsterke ristingen. Lavt vibrasjoner som varer i mer enn noen få sekunder, er ikke tegn på et jordskjelv, men er mer sannsynlig en menneskeskapt miljøkilde.


Innhold

Tektoniske jordskjelv forekommer hvor som helst på jorden hvor det er tilstrekkelig lagret elastisk tøyenergi til å drive bruddspredning langs et feilplan. Sidene av en feil beveger seg forbi hverandre jevnt og aseismisk bare hvis det ikke er uregelmessigheter eller asperiteter langs feiloverflaten som øker friksjonsmotstanden. De fleste feilflater har slike ulemper, noe som fører til en form for sklisikker oppførsel. Når feilen er låst, fører fortsatt relativ bevegelse mellom platene til økende spenning og lagrer derfor tøyenergi i volumet rundt feiloverflaten. Dette fortsetter til spenningen har steget tilstrekkelig til å bryte gjennom asperity, og plutselig tillater glidning over den låste delen av feilen og frigjør lagret energi. [1] Denne energien frigjøres som en kombinasjon av utstrålede seismiske bølger med elastisk belastning, [2] friksjonsoppvarming av feiloverflaten og sprekkdannelse i fjellet, og forårsaker dermed et jordskjelv. Denne prosessen med gradvis oppbygging av belastning og stress som er preget av sporadisk plutselig jordskjelv, blir referert til som teorien om elastisk rebound. It is estimated that only 10 percent or less of an earthquake's total energy is radiated as seismic energy. Most of the earthquake's energy is used to power the earthquake fracture growth or is converted into heat generated by friction. Therefore, earthquakes lower the Earth's available elastic potential energy and raise its temperature, though these changes are negligible compared to the conductive and convective flow of heat out from the Earth's deep interior. [3]

Earthquake fault types

There are three main types of fault, all of which may cause an interplate earthquake: normal, reverse (thrust), and strike-slip. Normal and reverse faulting are examples of dip-slip, where the displacement along the fault is in the direction of dip and where movement on them involves a vertical component. Normal faults occur mainly in areas where the crust is being extended such as a divergent boundary. Reverse faults occur in areas where the crust is being shortened such as at a convergent boundary. Strike-slip faults are steep structures where the two sides of the fault slip horizontally past each other transform boundaries are a particular type of strike-slip fault. Many earthquakes are caused by movement on faults that have components of both dip-slip and strike-slip this is known as oblique slip.

Reverse faults, particularly those along convergent plate boundaries, are associated with the most powerful earthquakes, megathrust earthquakes, including almost all of those of magnitude 8 or more. Megathrust earthquakes are responsible for about 90% of the total seismic moment released worldwide. [4] Strike-slip faults, particularly continental transforms, can produce major earthquakes up to about magnitude 8. Earthquakes associated with normal faults are generally less than magnitude 7. For every unit increase in magnitude, there is a roughly thirtyfold increase in the energy released. For instance, an earthquake of magnitude 6.0 releases approximately 32 times more energy than a 5.0 magnitude earthquake and a 7.0 magnitude earthquake releases 1,000 times more energy than a 5.0 magnitude of earthquake. An 8.6 magnitude earthquake releases the same amount of energy as 10,000 atomic bombs like those used in World War II. [5]

This is so because the energy released in an earthquake, and thus its magnitude, is proportional to the area of the fault that ruptures [6] and the stress drop. Therefore, the longer the length and the wider the width of the faulted area, the larger the resulting magnitude. The topmost, brittle part of the Earth's crust, and the cool slabs of the tectonic plates that are descending down into the hot mantle, are the only parts of our planet that can store elastic energy and release it in fault ruptures. Rocks hotter than about 300 °C (572 °F) flow in response to stress they do not rupture in earthquakes. [7] [8] The maximum observed lengths of ruptures and mapped faults (which may break in a single rupture) are approximately 1,000 km (620 mi). Examples are the earthquakes in Alaska (1957), Chile (1960), and Sumatra (2004), all in subduction zones. The longest earthquake ruptures on strike-slip faults, like the San Andreas Fault (1857, 1906), the North Anatolian Fault in Turkey (1939), and the Denali Fault in Alaska (2002), are about half to one third as long as the lengths along subducting plate margins, and those along normal faults are even shorter.

The most important parameter controlling the maximum earthquake magnitude on a fault, however, is not the maximum available length, but the available width because the latter varies by a factor of 20. Along converging plate margins, the dip angle of the rupture plane is very shallow, typically about 10 degrees. [9] Thus, the width of the plane within the top brittle crust of the Earth can become 50–100 km (31–62 mi) (Japan, 2011 Alaska, 1964), making the most powerful earthquakes possible.

Strike-slip faults tend to be oriented near vertically, resulting in an approximate width of 10 km (6.2 mi) within the brittle crust. [10] Thus, earthquakes with magnitudes much larger than 8 are not possible. Maximum magnitudes along many normal faults are even more limited because many of them are located along spreading centers, as in Iceland, where the thickness of the brittle layer is only about six kilometres (3.7 mi). [11] [12]

In addition, there exists a hierarchy of stress level in the three fault types. Thrust faults are generated by the highest, strike-slip by intermediate, and normal faults by the lowest stress levels. [13] This can easily be understood by considering the direction of the greatest principal stress, the direction of the force that "pushes" the rock mass during the faulting. In the case of normal faults, the rock mass is pushed down in a vertical direction, thus the pushing force (størst principal stress) equals the weight of the rock mass itself. In the case of thrusting, the rock mass "escapes" in the direction of the least principal stress, namely upward, lifting the rock mass up, and thus, the overburden equals the minst principal stress. Strike-slip faulting is intermediate between the other two types described above. This difference in stress regime in the three faulting environments can contribute to differences in stress drop during faulting, which contributes to differences in the radiated energy, regardless of fault dimensions.

Earthquakes away from plate boundaries

Where plate boundaries occur within the continental lithosphere, deformation is spread out over a much larger area than the plate boundary itself. In the case of the San Andreas fault continental transform, many earthquakes occur away from the plate boundary and are related to strains developed within the broader zone of deformation caused by major irregularities in the fault trace (e.g., the "Big bend" region). The Northridge earthquake was associated with movement on a blind thrust within such a zone. Another example is the strongly oblique convergent plate boundary between the Arabian and Eurasian plates where it runs through the northwestern part of the Zagros Mountains. The deformation associated with this plate boundary is partitioned into nearly pure thrust sense movements perpendicular to the boundary over a wide zone to the southwest and nearly pure strike-slip motion along the Main Recent Fault close to the actual plate boundary itself. This is demonstrated by earthquake focal mechanisms. [14]

All tectonic plates have internal stress fields caused by their interactions with neighboring plates and sedimentary loading or unloading (e.g., deglaciation). [15] These stresses may be sufficient to cause failure along existing fault planes, giving rise to intraplate earthquakes. [16]

Shallow-focus and deep-focus earthquakes

The majority of tectonic earthquakes originate in the ring of fire at depths not exceeding tens of kilometers. Earthquakes occurring at a depth of less than 70 km (43 mi) are classified as "shallow-focus" earthquakes, while those with a focal-depth between 70 and 300 km (43 and 186 mi) are commonly termed "mid-focus" or "intermediate-depth" earthquakes. In subduction zones, where older and colder oceanic crust descends beneath another tectonic plate, deep-focus earthquakes may occur at much greater depths (ranging from 300 to 700 km (190 to 430 mi)). [17] These seismically active areas of subduction are known as Wadati–Benioff zones. Deep-focus earthquakes occur at a depth where the subducted lithosphere should no longer be brittle, due to the high temperature and pressure. A possible mechanism for the generation of deep-focus earthquakes is faulting caused by olivine undergoing a phase transition into a spinel structure. [18]

Earthquakes and volcanic activity

Earthquakes often occur in volcanic regions and are caused there, both by tectonic faults and the movement of magma in volcanoes. Such earthquakes can serve as an early warning of volcanic eruptions, as during the 1980 eruption of Mount St. Helens. [19] Earthquake swarms can serve as markers for the location of the flowing magma throughout the volcanoes. These swarms can be recorded by seismometers and tiltmeters (a device that measures ground slope) and used as sensors to predict imminent or upcoming eruptions. [20]

Rupture dynamics

A tectonic earthquake begins by an initial rupture at a point on the fault surface, a process known as nucleation. The scale of the nucleation zone is uncertain, with some evidence, such as the rupture dimensions of the smallest earthquakes, suggesting that it is smaller than 100 m (330 ft) while other evidence, such as a slow component revealed by low-frequency spectra of some earthquakes, suggest that it is larger. The possibility that the nucleation involves some sort of preparation process is supported by the observation that about 40% of earthquakes are preceded by foreshocks. Once the rupture has initiated, it begins to propagate along the fault surface. The mechanics of this process are poorly understood, partly because it is difficult to recreate the high sliding velocities in a laboratory. Also the effects of strong ground motion make it very difficult to record information close to a nucleation zone. [21]

Rupture propagation is generally modeled using a fracture mechanics approach, likening the rupture to a propagating mixed mode shear crack. The rupture velocity is a function of the fracture energy in the volume around the crack tip, increasing with decreasing fracture energy. The velocity of rupture propagation is orders of magnitude faster than the displacement velocity across the fault. Earthquake ruptures typically propagate at velocities that are in the range 70–90% of the S-wave velocity, which is independent of earthquake size. A small subset of earthquake ruptures appear to have propagated at speeds greater than the S-wave velocity. These supershear earthquakes have all been observed during large strike-slip events. The unusually wide zone of coseismic damage caused by the 2001 Kunlun earthquake has been attributed to the effects of the sonic boom developed in such earthquakes. Some earthquake ruptures travel at unusually low velocities and are referred to as slow earthquakes. A particularly dangerous form of slow earthquake is the tsunami earthquake, observed where the relatively low felt intensities, caused by the slow propagation speed of some great earthquakes, fail to alert the population of the neighboring coast, as in the 1896 Sanriku earthquake. [21]

Co-seismic overpressuring and effect of pore pressure

During an earthquake, high temperatures can develop at the fault plane so increasing pore pressure consequently to vaporization of the ground water already contained within rock. [22] [23] [24] In the coseismic phase, such increase can significantly affect slip evolution and speed and, furthermore, in the post-seismic phase it can control the aftershock sequence because, after the main event, pore pressure increase slowly propagates into the surrounding fracture network. [25] [24] From the point of view of the Mohr-Coulomb strength theory, an increase in fluid pressure reduces the normal stress acting on the fault plane that holds it in place, and fluids can exert a lubricating effect. As thermal overpressurisation may provide a positive feedback between slip and strength fall at the fault plane, a common opinion is that it may enhance the faulting process instability. After the main shock, the pressure gradient between the fault plane and the neighbouring rock causes a fluid flow which increases pore pressure in the surrounding fracture networks such increase may trigger new faulting processes by reactivating adjacent faults, giving rise to aftershocks. [25] [24] Analogously, artificial pore pressure increase, by fluid injection in Earth’s crust, may induce seismicity.

Tidal forces

Earthquake clusters

Most earthquakes form part of a sequence, related to each other in terms of location and time. [26] Most earthquake clusters consist of small tremors that cause little to no damage, but there is a theory that earthquakes can recur in a regular pattern. [27]


Jordskjelv

In Alaska in 1964, a magnitude 9.2 earthquake jarred the earth so strongly it caused fishing boats to sink in Louisiana. What causes the ground tremble like that? Svaret er enkelt. The Earth's surface is on the move.

The surface of the earth, called the "crust," is not one solid piece. It's more like a 20 piece puzzle. Each puzzle piece is called a "plate." The plates constantly move. Fortunately for us, they don't move fast. Geologists estimate the fastest plate might shift 6 inches a year (15 centimeters). That's about as fast as your hair grows.

Earthquakes happen when a plate scrapes, bumps, or drags along another plate. When does this happen? Constantly. About a half-million quakes rock the Earth every day. That's millions a year. People don't feel most of them because the quake is too small, too far below the surface, or deep in the sea. Some, however, are so powerful they can be felt thousands of miles away.

A powerful earthquake can cause landslides, tsunamis, flooding, and other catastrophic events. Most damage and deaths happen in populated areas. That's because the shaking can cause windows to break, structures to collapse, fire, and other dangers.

Geologists cannot predict earthquakes. They hope they will in the future through continued research and improved technology.

Earthquakes can happen anytime or anywhere. But you can prepare for the unpredictable with a family safety plan, emergency kit, and supplies.


What are aftershocks?

After large earthquakes there are usually many aftershock earthquakes. Aftershocks can be nearly as large as the main earthquake and can cause significant additional damage. These aftershocks can last for hours to weeks or months. If a large earthquake happens, be prepared for many more earthquakes.

This video from the 2011 Tohoku subduction zone earthquake shows the earthquakes before, during, and after the main M8.7 event on March 11 (at 1:50 in the video). Each of the earthquakes listed on the bottom of the screen is capable of significant damage. In the month after the main earthquake there were about 60 M7 and M6 earthquakes. Each of these aftershocks would be a significant earthquake if it happened on its own.

HOW EARTHQUAKES CAUSE DAMAGE

Earthquakes cause damage by moving and shaking the ground, sometimes for several minutes. The shaking can damage or destroy buildings and other infrastructure. Most damage and loss of life in earthquakes is a result of ground shaking. The shaking can also cause landslides, surface ruptures, ground cracks, liquefaction, tsunamis, and seiches (standing waves). The combination of all of these effects is what makes earthquakes such a powerful geologic hazard. Do you know what to do if there is an earthquake?

  • Ground ruptures
  • Ground shaking
  • Liquefaction
  • Landslides
  • Tsunamier

In this photo, visitors to Green Lake Park near Seattle, Washington, have parked their bicycles as they look at the cracks made by the April 1949 earthquake. Much of the land along the southwestern part of the lake cracked and subsided. Photo courtesy of MOHAI (neg. PI22343).

When earthquakes occur on faults that reach the Earth’s surface, the ground may rupture. Depending on the type of fault, the ground can move laterally, vertically, or a combination of both. The April 1949 Tacoma earthquake measured 7.1 on the Richter Scale and caused damage from southern Oregon to British Columbia. In Seattle, the quake damaged buildings, weakened bridges, started fires and opened cracks in the earth. One of these cracks appeared along the pathway around Green Lake.

Sometimes Geologists can use the offset land surface to understand how much the fault moved during the earthquake.

This photo shows a fence that was offset about 8.5 feet during the 1906 Great San Francisco Earthquake on the San Andreas fault. This is a very good example of a strike-slip fault. Photo by G.K. Gilbert, from the Steinbrugge Collection of the UC Berkeley Earthquake Engineering Research Center.

Even when an earthquake happens on a fault that doesn’t reach the surface, the ground can still show signs of cracking. Often this cracking happens because a soft part of the ground liquefies during the shaking. This is called liquefaction and is discussed in the next section.

The strength of ground shaking (called ‘strong motion’ by seismologists) usually decreases with distance from the earthquake source. This is similar to how sound is quieter when you move away from a speaker. Unlike sound, ground shaking can be amplified or attenuated (made less) depending on the type of material at the Earth’s surface. For example, a building on soft soil will experience more shaking than the same building on bedrock.

Ground shaking is a hazard near the epicenter of an earthquake and also in areas far from the earthquake where amplification occurs. As an example, parts of Seattle and certain areas of downtown Olympia are built on softer ground that will amplify ground shaking during an earthquake. Geologists and geophysicists at the Washington Geological Survey map out these areas of amplification to help reduce damage during an earthquake.

This car was parked on sand during the 2011 earthquake in Christchurch, New Zealand. During the shaking liquefaction occurred, the sand lost its strength, and the car sunk. After the shaking stopped the sand regained its strength. Photo from Pacific Northwest Seismic Network Seismo Blog.

Liquefaction is when wet soil or sediment loses strength because it is being shaken during an earthquake. The material becomes so weak that it behaves more like a liquid than a solid. Liquefaction has caused significant damage during earthquakes in Washington.

View of the Sunset Lake liquefaction failure about three weeks after the earthquake. Fir trees near the failure are tilted and indicate rotation into the lake (to the left of the photo). A drill rig left of the blockade is collecting data about the failure. Photo by Steve Palmer.

Many low-lying areas have wet soil or sediment beneath them that could liquefy during earthquakes. When this happens, even a very small slope can cause the ground to slide. Some parts of major cities (including Seattle, Tacoma, and Olympia) have been built on land that was ‘reclaimed’ from soft and wet tidal ocean areas. Areas like these are also susceptible to liquefaction.

Liquefaction can be a big problem. The buildings in this photo were built on soft materials that liquefied during the 1964 Niigata earthquake in Japan. The buildings sank when ground shaking weakened the underlying sediments. Photo from https://buildingfailures.files.wordpress.com/2014/02/tiltedbuilding.jpg.

Do you live or work near an area that could have liquefaction? Check out the liquefaction susceptibility and NEHRP site class maps on the Geologic Hazard Maps page.

Landslide at Salmon Beach was triggered by the 1949 Tacoma earthquake and caused a tsunami. Photo courtesy of National Center for Tsunami Research, NOAA.

Landslides can be caused by strong ground shaking during an earthquake. This kind of landslide is called an earthquake-triggered landslides. When the ground shakes during an earthquake, it moves up and down, acting like ‘additional’ gravity. This can cause landslides to occur where they wouldn’t normally happen. It can also make landslides that are much bigger than expected.

In Washington, the risk from earthquake-induced landslides is large. Many landslide-prone areas of Washington are also located near active faults. The 1949 earthquake near Tacoma triggered a landslide near the Tacoma Narrows that caused a local tsunami. Even places that are far from active faults are still at risk during a large Cascadia subduction zone earthquake. Learn about at-risk areas and become prepared.

This image shows the how the 1700 AD tsunami from the Pacific Northwest crossed the Pacific Ocean. Image from the Pacific Geoscience Center of the Natural Resources of Canada.

Tsunamis and seiches are destructive waves which can be triggered by certain types of large earthquakes. When a fault with vertical movement ruptures the ocean floor, it lifts up part of the ocean. This uplift creates a very broad wave called a tsunami. The tsunami becomes taller as the ocean becomes shallow. For example, in the open ocean a tsunami may be less than a few feet tall. Close to shore, this same wave could reach heights of 30–100 feet or more.

Tsunami waves can travel over 500 miles per hour in the open ocean. This means that a tsunami made by an earthquake on the Cascadia subduction zone will start to impact the Washington coast in less than 15 minutes. Because they can travel great distances, tsunamis generated from earthquakes across the ocean can still cause damage. The Pacific Tsunami Warning Center is located in Hawaii and is responsible for issuing alerts to all the countries that border the Pacific Ocean.

Tsunamis triggered by earthquakes usually require at least a M7 event. Because they need large earthquakes that move the ocean floor, tsunamis are most commonly made by subduction zone faults like those found off the coasts of the Pacific Northwest, Japan, and Chile. The last large earthquake on the Cascadia subduction zone was in 1700. It devastated the coast of the Pacific Northwest and sent an ‘orphan’ tsunami to Japan.

Tsunamis and seiches can also be triggered by large slides, both on land and underwater. The last earthquake on the Seattle fault (about AD 950) triggered a landslide and seiche in Lake Washington. The 1964 M9.2 Alaska earthquake created a large tsunami from the fault rupture, and many smaller tsunamis from on-land and underwater landslides.

Although both seiches and tsunamis can be large and destructive, they are created differently. A seiche is a large ‘standing wave’ caused by the resonance of a particular period of wave energy. In effect, the wave energy is ‘trapped’ by the edges of the body of water.

HISTORIC EARTHQUAKES IN WASHINGTON

Since about 1870 there have been about 15 large earthquakes (greater than M5) in the state.

Before modern record keeping, Native Americans lived in the Pacific Northwest for thousands of years. Story telling is an important part of the Native tradition and is how their history is passed down to the next generation. Within this rich oral history there are many references to events like earthquakes and tsunamis.

Scientists have used the stories from tribes along the entire Pacific Northwest coast to learn that the last large earthquake on the Cascadia subduction zone was about AD 1700. This date was confirmed by records in Japan of an ‘orphan’ tsunami and by many lines of geologic evidence.

Stories from tribes near Seattle have also helped us to learn that the last earthquake on the Seattle fault was about AD 900–950. This earthquake caused parts of Restoration Point near on Bainbridge Island to be lifted 35 feet straight up. This movement created a tsunami in Puget Sound and triggered a large landslide into Lake Washington. When the landslide hit the water it may have created a tsunami. Radiocarbon dating and other paleoseismic methods have also confirmed this date.

EARTHQUAKE INFO FOR KIDS

Watch the video below to learn how you can be ready for the next earthquake. The video is also available in Spanish and there is a fun activity/coloring book that can be found here.


Se videoen: Urolig vei, jordskjelv, eller hva da? (Oktober 2021).