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3.1 : Roche solide et bols de Jello - Géosciences

3.1 : Roche solide et bols de Jello - Géosciences


« Quiconque entend mes paroles et les met en pratique est comme l'homme sage qui a construit sa maison sur le roc. Il s'est effondré sous tout cela et a été complètement ruiné.

Livre de Matthieu 7 :24-27

1. Introduction

Nous vivons dans le pays du tremblement de terre, mais nous ne voulons pas quitter le nord-ouest du Pacifique. Heureusement, nous savons comment améliorer nos chances de survie simplement en prenant des décisions intelligentes sur l'endroit où nous vivons ou travaillons et comment nous construisons. La technologie est à portée de main pour évaluer le cadre géologique d'un chantier de construction en ce qui concerne le risque sismique.

Trois problèmes sismiques différents sont associés aux sites de surface : (1) l'amplification des ondes sismiques par les dépôts de surface mous, (2) la liquéfaction des sédiments près de la surface et (3) la rupture des pentes des collines par les glissements de terrain, les chutes de pierres et les coulées de débris.

2. Amplification des ondes sismiques par les dépôts superficiels mous

Il se trouve à quelques pas de Fort Mason, à l'ouest de Ghirardelli Square et de Fisherman's Wharf à San Francisco, jusqu'aux maisons de ville à la mode du quartier chic de Marina District, mais l'intensité du mouvement du sol de ces deux zones lors du tremblement de terre du 17 octobre 1989, était radicalement différent. Le quartier de la marina a connu des intensités aussi élevées que IX, plus élevées même qu'à l'épicentre lui-même, à plus de soixante miles de distance. Fort Mason et Fisherman's Wharf ont connu des intensités de seulement VII.

Le 18 avril 1906, Fort Mason était sous le commandement du capitaine M. L. Walker du U.S. Army Corps of Engineers. Le grand tremblement de terre de San Francisco avait secoué le capitaine Walker, mais il s'était ensuite recouché, pensant que le tremblement de terre n'était « rien de plus qu'une légère secousse ». Le brigadier-général Frederick Funston, sur Sansome Street dans le tourbillon de bâtiments effondrés et d'incendies gigantesques, a envoyé au capitaine Walker une convocation urgente pour rassembler sa compagnie de troupes. Le capitaine dut être réveillé une seconde fois.

Pourquoi Fort Mason a-t-il été épargné du pire des deux tremblements de terre ? Fort Mason est construit sur un substrat rocheux et le quartier de la marina qui a été endommagé en 1989 est construit sur des sédiments mous. Le matériau de fondation géologique a fait toute la différence.

Le quartier de la marina a été construit sur du sable fin de la baie de San Francisco, une «terre artificielle» qui a été mise en place hydrauliquement après le tremblement de terre de 1906, ainsi que des décombres de bâtiments détruits par ce tremblement de terre. Ce matériau a été réuni pour créer un chantier pour une exposition internationale en 1915 qui disait au monde : « San Francisco est de retour ! » Oui, San Francisco était de retour, d'accord, mais le sable et les gravats contenaient une bombe à retardement : les fondations étaient trop mal consolidées pour bien résister au prochain tremblement de terre. En octobre 1989, la bombe à retardement a explosé.

La figure 8-1 montre les sismogrammes d'une réplique de magnitude 4,6 le 21 octobre enregistrée à Fort Mason (MAS), où le sismographe a été établi sur le substrat rocheux, et deux sites dans le district de Marina, l'un (PUC) sur le sable des dunes d'une ancienne plage , et l'autre (LMS) sur le remblai artificiel mis en place après le séisme de 1906. Les ondes sismiques étaient beaucoup plus fortes à PUC et LMS qu'à MAS, une indication de secousses sismiques plus violentes, entraînant plus de dégâts. Les ondes étaient également de fréquence beaucoup plus faible. Les ingénieurs appellent une station comme MAS un site rocheux, et des stations comme des sites pédologiques PUC et LMS.

Figure 8-1. Sismogrammes d'une réplique de magnitude 4,6 du tremblement de terre de Loma Prieta le 21 octobre 1989, à trois stations temporaires à l'extrémité nord de la péninsule de San Francisco, montrant l'amplification du mouvement du sol dans deux sites de sol dans le district de Marina (PUC, LMS) par rapport à un site rocheux à Fort Mason (MAS). De l'USGS

Une analogie est couramment faite entre ces deux types de site et un bol de jello sur une table, une expérience que l'on peut faire à la maison. Empilez deux ou trois blocs pour enfants les uns sur les autres sur le dessus de la table, puis empilez d'autres blocs sur le jello. Ensuite, secouez la table sur le côté. Les blocs sur le jello tomberont, tandis que les blocs directement sur le dessus de la table pourraient rester debout. Le tremblement des blocs sur la table illustre l'effet d'une onde sismique traversant le substrat rocheux. Cependant, lorsque la secousse atteint le bol de jello, les vagues sont amplifiées de sorte que le haut du jello tremble et fait basculer les blocs. De la même manière, les matériaux de fondation mous sur un site de sol amplifient les ondes sismiques, ce qui entraîne des secousses beaucoup plus vigoureuses que celles attendues sur un site rocheux.

Une illustration tragique de ce phénomène a été fournie par le séisme de magnitude 8,1 à Mexico en 1985. En fait, l'épicentre du séisme se trouvait dans l'océan Pacifique sur une zone de subduction, à des centaines de kilomètres de Mexico. On l'appelle le tremblement de terre de Mexico en raison des terribles pertes subies par cette ville. Plus de quinze millions de personnes vivent à Mexico, beaucoup dans des logements insalubres, ce qui est l'une des raisons pour lesquelles tant de vies ont été perdues. Mais le plus important est la fondation géologique : la ville de Mexico est construite sur l'ancien lit du lac Texcoco. L'argile, le limon et le sable de cet ancien lac, en partie saturé d'eau, ont considérablement amplifié les ondes sismiques provenant de la zone de subduction. Plus de cinq cents bâtiments se sont effondrés et plus de dix mille personnes ont été tuées. Le fond du lac Texcoco a vraiment agi comme un bol de gelée reposant sur le dessus de la table qui est la croûte terrestre sous les dépôts du lac.

Le tremblement de terre de Mexico a donné une leçon aux grandes villes de la vallée de Willamette, de Puget Sound et du delta du fleuve Fraser dans le sud-ouest de la Colombie-Britannique. Une grande partie de la fondation de ces villes est constituée de sédiments mous : dépôts deltaïques des rivières Fraser et Duwamish, dépôts glaciaires dans le détroit de Puget et dépôts alluviaux des rivières Willamette et Columbia. Même si un tremblement de terre de zone de subduction serait éloigné, près de la côte ou au large (comme c'était le cas pour la ville de Mexico), ces sédiments mous devraient amplifier les ondes sismiques et causer plus de dégâts que si les villes étaient construites sur le substratum rocheux. Heureusement pour les habitants du nord-ouest du Pacifique, les normes de construction sont plus élevées que celles de Mexico en 1985, nous ne nous attendons donc pas à une perte de vie aussi élevée. De plus, l'expérience géotechnique de nombreux tremblements de terre dans le monde permet de prévoir les effets de la géologie proche de la surface sur les ondes sismiques provenant de diverses sources sismiques. En d'autres termes, c'est un problème contre lequel nous pouvons faire quelque chose.

Ces techniques sont illustrées par une étude menée par Ivan Wong, alors de Woodward-Clyde Federal Services, en coopération avec le Département de géologie et des industries minérales de l'Oregon pour la ville de Portland. Parce qu'il n'y a pas deux sources de tremblement de terre identiques, Wong et ses collègues ont programmé des simulations informatiques basées sur un tremblement de terre de la zone de subduction de Cascadia de Mw 8.5 et séismes crustaux de Mw 6 et Mw 6.5. Parce que les effets de surface sont fortement influencés (atténués) par la distance d'un site à l'épicentre, ils ont utilisé des distances de la source crustale au site de cinq, dix et quinze kilomètres (1,6 kilomètres = un mile).

Quelle propriété d'une onde sismique est la meilleure pour déterminer le danger pour les bâtiments ? Le groupe de Wong utilisé pbonne accélération horizontale, exprimée en pourcentage de gravité (pourcentage g). L'accélération est le taux d'augmentation de la vitesse d'un objet. Si vous descendez d'une falaise et tombez dans l'espace, votre vitesse accélérera de zéro à un taux de 32 pieds (9,8 mètres) par seconde chaque seconde, en raison de l'attraction gravitationnelle de la Terre. C'est une accélération de 1 g. Lorsqu'un tremblement de terre a une accélération verticale supérieure à 1 g, des pierres ou des mottes de terre sont projetées en l'air, comme cela a été observé pour la première fois lors d'un grand tremblement de terre en Inde en 1897. Des accélérations verticales supérieures à 1 g ont été enregistrées lors de la catastrophe de 1971 à San Fernando, en Californie. , Tremblement de terre, avec pour résultat qu'un camion de pompiers avec ses freins serrés a été projeté sur la caserne de pompiers de Lopez Canyon, laissant des traces de pneus sur le cadre de la porte de garage à 3 pieds au-dessus du sol.

Les accélérations horizontales peuvent également être mesurées. Une voiture accélérant à un taux de 1 g parcourrait 100 mètres à partir d'une position stationnaire en un peu plus de 4 secondes. Comme nous le verrons plus tard, les accélérations horizontales sont particulièrement critiques, car de nombreux bâtiments plus anciens construits sans tenir compte des tremblements de terre sont conçus pour résister à des charges verticales, telles que le poids du bâtiment lui-même, alors qu'un tremblement de terre peut faire trembler un bâtiment d'un côté à l'autre. , en accélérant horizontalement. Une accélération de pointe plus élevée entraînera une intensité de séisme plus élevée sur un site donné.

D'autres propriétés des forts mouvements du sol qui se rapportent aux dommages sont rapidité— à quelle vitesse un bâtiment secoue-t-il d'avant en arrière pendant un tremblement de terre — et déplacement— dans quelle mesure l'onde sismique fait bouger le sol d'un côté à l'autre. En général, plus l'accélération est élevée, plus la vitesse et le déplacement sont élevés. Cependant, il ne s'ensuit pas que plus la magnitude du séisme est élevée, plus l'accélération est élevée. Certaines des accélérations les plus élevées jamais enregistrées se sont produites lors de tremblements de terre de magnitude inférieure à 7. Le tremblement de terre de Yountville du 3 septembre 2000, dans le nord de la Californie, avait une magnitude de seulement 5,2 M, mais a entraîné des accélérations allant jusqu'à 0,5 g.

Les fortes secousses sont mesurées par un type spécial de sismographe appelé un accéléromètre à mouvements forts. Ces instruments sont nécessaires car un sismographe ordinaire à enregistrement continu peut se déformer lors d'un fort séisme. L'instrument à mouvement fort n'enregistre pas en continu, mais est déclenché pour commencer à enregistrer lorsque la première grande onde de tremblement de terre arrive, et il arrête d'enregistrer lorsque les ondes diminuent à un niveau bas. Ces instruments enregistrent l'accélération en pourcentage g ; d'autres instruments enregistrent la vitesse ou le déplacement. Ces enregistrements sont particulièrement utiles aux ingénieurs en structure, qui les utilisent pour déterminer comment les bâtiments vibrent lors d'un tremblement de terre. Plusieurs instruments peuvent être placés dans un seul bâtiment de grande hauteur, un au sous-sol et d'autres aux étages supérieurs, montrant une réponse très différente aux secousses des différents niveaux du bâtiment. Il est prudent d'installer des accéléromètres à mouvements forts dans toutes les grandes structures telles que les barrages ou les gratte-ciel. Le coût d'installation est très faible par rapport au coût du bâtiment, et les informations révélées lors d'un tremblement de terre sont inestimables pour la conception technique future.

Une autre considération est la période des ondes sismiques qui sont potentiellement dommageables. Point final est le temps qu'il faut à une longueur d'onde pour passer un point donné (Figure 3-12). Nous avons déjà rencontré la fréquence, le nombre de longueurs d'onde pour passer un point en une seconde. La fréquence est égale à 1 divisé par la période. Comme nous l'avons vu au chapitre 3, les tremblements de terre, comme les orchestres symphoniques, produisent des ondes de courte période et de haute fréquence (piccolos et violons) et des ondes de longue période et de basse fréquence (tubas et basses).

Wong et ses collègues ont examiné les effets sur quatre sites à Portland, en Oregon, d'un spectre de vagues allant de la haute fréquence avec des périodes de 0,02 seconde à la basse fréquence avec des périodes de 10 secondes (figure 8-2). Le modèle informatique de leur tremblement de terre incluait le glissement sur la faille sismique supposée et l'effet de la géologie proche de la surface. Ils ont foré des forages et mesuré la densité (poids par volume donné) des différentes couches sédimentaires qu'ils ont rencontrées ainsi que la vitesse des ondes sonores traversant les sédiments. Les sédiments mous tels que le sable ou l'argile sont de faible densité, tandis que le substrat rocheux tel que le basalte a une densité élevée. Les ondes sonores (et les ondes sismiques) traversent lentement les sédiments meubles et beaucoup plus rapidement le substrat rocheux.

Figure 8-2. Accélération, en pourcentage de gravité (g) des ondes sismiques de différentes périodes à partir d'un séisme postulé dans la zone de subduction de Cascadia sur quatre sites pédologiques à Portland. Le tremblement de terre est à 120 km de Portland. De Wong et al. (1993)

Au fur et à mesure que les ondes sismiques passent du substratum rocheux aux sédiments mous, elles ralentissent et augmentent en amplitude. L'augmentation de l'amplitude provoque une plus grande accélération du sol à un site particulier, ce qui conduit à des secousses plus intenses. Pour ces raisons, l'épaisseur et la densité des couches de sédiments mous directement sous la surface sont essentielles au calcul des secousses et des dommages potentiels.

La figure 8-2 montre un exemple de certains de leurs calculs, dans ce cas pour un séisme de la zone de subduction de Cascadia. Ce sont des courbes logarithmiques ; chaque division a une valeur dix fois supérieure à la précédente. Les courbes montrent que les accélérations les plus importantes sont attendues pour les ondes sismiques avec des périodes allant de 0,4 à 2 secondes. Différents jeux de courbes ont été obtenus pour les séismes crustaux. Il existe une différence considérable dans les courbes entre les quatre sites, ce qui souligne l'importance de comprendre la géologie près de la surface.

Un autre facteur important dans la construction de ces courbes est la atténuation d'ondes sismiques entre le foyer du séisme et le site en question. L'atténuation est affectée par la résistance et la rigidité de la croûte à travers laquelle l'onde sismique doit passer. Imaginez que vous mettez votre oreille contre la surface coupée d'une longue bûche qui est frappée à l'autre extrémité par un marteau. Si la bûche est en bois sain, la vibration provoquée par le marteau peut suffire à vous faire mal à l'oreille. L'atténuation de l'onde dans le log est faible. Cependant, si la bûche est faite de bois pourri, vous pouvez entendre un « bruit sourd » indiquant que l'atténuation est élevée. Dans la croûte, une atténuation élevée signifie que la force de l'onde sismique diminue assez rapidement avec la distance du foyer.

Dans la discussion ci-dessus, nous avons été préoccupés par l'effet sur les tremblements de terre de la géologie à ou près de la surface du sol. Des recherches récentes en Californie ont montré que le cheminparcouru par un tremblement de terre de la source à la surface peut également avoir un effet dramatique sur les secousses. Kim Olsen et Ralph Archuleta de l'Université de Californie à Santa Barbara ont construit des modèles informatiques élaborés des effets d'un tremblement de terre de M 7,75 sur la faille de San Andreas sur les secousses du bassin de Los Angeles, à trente à quarante milles de distance. Le bassin de Los Angeles est rempli à des profondeurs de quatre à six milles de roches sédimentaires qui ont une densité beaucoup plus faible que les roches crustales sous le bassin ou dans les chaînes de montagnes adjacentes. Olsen et Archuleta ont montré que leur tremblement de terre simulé générerait des ondes de surface qui ralentiraient et augmenteraient considérablement en amplitude à leur entrée dans le bassin de Los Angeles. De plus, les ondes de surface rebondiraient sur la base et les parois abruptes du bassin sédimentaire, de sorte que les fortes secousses dureraient beaucoup plus longtemps qu'elles ne le feraient à la source du séisme.

Cet effet pourrait également être ressenti dans les bassins sédimentaires beaucoup moins profonds que le bassin de Los Angeles. Il s'agit notamment du bassin de Tualatin dans l'Oregon, avec les villes de Beaverton, Hillsboro et Forest Grove, le bassin de Portland-Vancouver dans l'Oregon et Washington entre le centre-ville de Portland et Troutdale, et le bassin de Seattle à Washington entre le centre-ville de Seattle et Everett. Après le tremblement de terre de Nisqually en 2001, Derek Booth de l'Université de Washington a inspecté soixante mille cheminées pour détecter les dommages et a découvert que les dommages aux cheminées étaient concentrés dans l'ouest de Seattle, Bremerton et d'autres zones proches de la faille de Seattle. L'ouest de Seattle a également été durement touché par le tremblement de terre de Seattle en 1965. La limite entre le substratum rocheux au sud et les sédiments mous au nord est abrupte et abrupte, et Booth a suggéré que les ondes sismiques pourraient avoir été concentrées pour produire des dommages plus importants le long d'une ligne parallèle à la faille. La zone de faille peut contenir de la roche broyée très fracturée, ce qui lui confère une vitesse plus faible pour les ondes sismiques que la roche sans faille de chaque côté. Cette zone à faible vitesse pourrait également concentrer les ondes sismiques et augmenter les dégâts.

Figure 8-3. Carte du nord-ouest du Pacifique montrant les accélérations horizontales des tremblements de terre ayant une probabilité de 10 % d'être dépassées en cinquante ans pour un site de roche ferme (site de classe B au Canada). Contours en pourcentage de gravité (g). Tiré de l'USGS et de la Commission géologique du Canada (Basham et al., 1997). Carte USGS révisée en 2002

Cette idée a également été testée dans le delta du fleuve Fraser autour de Vancouver, en Colombie-Britannique, en étudiant plusieurs accéléromètres à fort mouvement qui ont été déclenchés par un tremblement de terre de M 5.3 à Duvall, Washington, en 1996. Les secousses enregistrées par les accéléromètres dans le delta étaient plus fortes que sur les sites du substratum rocheux, comme prévu, mais les secousses les plus fortes ont été observées près du bord du bassin sous-jacent au delta, peut-être en raison de la concentration de l'énergie sismique.

Ce comportement, lié au chemin emprunté par l'onde sismique de la source au site, pourrait être considéré comme un exemple à grande échelle du bol de jello. Dans les deux cas, les ondes de surface sont amplifiées, mais dans les exemples de Los Angeles, de la faille de Seattle et du delta du fleuve Fraser, les secousses sont liées au trajet de l'onde sismique à travers un bassin sédimentaire épais, comme la focalisation de la lumière à travers une lentille. .

L'USGS et la Commission géologique du Canada ont combiné tous ces facteurs pour produire des cartes montrant les accélérations horizontales maximales au cours des cinquante prochaines années. L'une de ces cartes, révisée en octobre 2002, est illustrée à la figure 8-3. Les accélérations les plus élevées sont prévues le long de la côte, au plus près de la zone de subduction, avec les valeurs les plus élevées dans le nord de la Californie, qui a la sismicité la plus élevée dans le nord-ouest. Cependant, d'autres structures, en particulier celles qui se sont rompues historiquement, affectent également les accélérations prévues. Le contour de 30 pour cent g s'incurve vers l'est pour inclure la région de Puget Sound afin de tenir compte des tremblements de terre en plaques qui y ont causé tant de dégâts.

Cette carte est probabiliste, mais elle estime la probabilité d'accélération, et non l'amplitude, car l'accélération est la valeur la plus importante pour les ingénieurs dans l'évaluation du risque sismique et la conception des codes du bâtiment. Par exemple, la région de Seattle-Tacoma a une probabilité de 10 % qu'une accélération proche de 30 % g soit dépassée dans les cinquante prochaines années. Cette accélération produira des intensités de VII-VIII, qui ont causé des dommages importants lors des tremblements de terre de 1949, 1965 et 2001. Le bâtiment que vous construisez aura probablement une durée de vie d'au moins cinquante ans. S'il y a une chance sur dix que le bâtiment soit soumis à ces accélérations, n'est-il pas logique de concevoir le bâtiment en conséquence ?

3. Liquéfaction : quand la terre se transforme en soupe

Robert D. Norris de l'USGS conduisait sur Harbour Island dans la zone industrielle de Seattle lorsque le tremblement de terre de Nisqually a frappé. Son camion faisait des lacets d'un côté à l'autre et il s'arrêta pour regarder une douzaine de grues de chargement géantes trembler et fléchir, comme des girafes hochant la tête essayant de danser. Ce qui a suivi ensuite a été rapporté par lui dans Géologie de Washington:

J'ai été distrait par un bruissement humide provenant du sol à proximité. J'ai regardé vers sa source et j'ai vu un dôme lisse de fluide brun, peut-être un demi-mètre de large et haut, sortant du sol. … Ce dôme a duré peut-être deux secondes, puis s'est agrandi et a éclaté en un geyser boueux. Le geyser a émis trois ou quatre éclaboussures très fluides au cours des secondes suivantes… puis il s'est élargi et s'est effondré en une colonne d'environ un demi-mètre de large qui a déversé un énorme volume d'eau boueuse. Le fluide a émergé beaucoup plus vite qu'il ne pouvait se propager, de sorte qu'en quelques secondes le front d'écoulement était devenu une vague de plusieurs centimètres de haut, comme une petite vague remontant une plage sèche. Sa vitesse était de près d'un mètre (yard) par seconde pour autant que je sache. En 30 secondes environ, l'onde s'était transformée en une piscine rotative peu profonde d'environ six ou sept mètres… de large avec des morceaux de mousse flottant dessus, toujours vigoureusement alimentée par la colonne d'eau sur le site d'évasion d'origine. … La colonne d'alimentation a commencé à diminuer progressivement après quelques minutes. J'ai… été surpris de constater que l'eau était relativement claire ; Je pouvais voir à une profondeur de plusieurs centimètres dans l'étang.

Les dépôts de sable mous et non consolidés saturés d'eau peuvent passer d'un solide à un liquide lorsqu'ils sont secoués. Vous pouvez observer cette propriété dans le sable humide de la plage. Tapez-tapotez-tapotez simplement votre pied sur le sable saturé au bord de l'eau. Le sable commencera d'abord à bouillonner et à éjecter un mélange de sable et d'eau. Ensuite, le sable saturé d'où émanent les bulles descendra la pente vers la mer.

Figure 8-4. Les coups de sable causés par le tremblement de terre de Nisqually à partir d'une fissure est-ouest dans les sédiments mous dans le Nisqually National Wildlife Refuge dans le delta de la rivière Nisqually à l'est d'Olympie. Les sédiments éjectés comprennent des cendres du mont Rainier. Le stylo marqueur pour l'échelle mesure 5,3 pouces de long. Photo de Pat Pringle, Division de la géologie et des ressources terrestres de Washington

La liquéfaction est définie comme « l'acte ou le processus transformant toute substance en un liquide ». Si vous avez le malheur de construire une maison sur des sédiments liquéfiables et qu'un tremblement de terre survient, votre maison pourrait s'enfoncer dans le sol sous un angle fou alors que les sédiments se liquéfient et se transforment en sable mouvant. La liquéfaction est particulièrement fréquente dans le sable propre et meuble ou le sable graveleux saturé d'eau. La plupart des couches de sable à potentiel de liquéfaction datent de l'Holocène (moins de dix mille ans) et ne sont pas consolidées.

Les sables sujets à la liquéfaction sont presque toujours enfouis à des profondeurs inférieures à trente pieds. À de plus grandes profondeurs, la pression d'enfouissement est suffisamment élevée pour compacter le sable et empêcher la liquéfaction de se produire, à moins que la secousse ne soit extrêmement sévère. Lorsque les vagues sismiques secouent le sable, la pression des vagues déforme et comprime le sable pendant un instant, augmentant la pression de l'eau dans les espaces interstitiels entre les grains de sable, transformant ainsi le mélange sable-eau en un liquide. Cette surpression temporaire (contrainte de cisaillement cyclique ou alors chargement cyclique) est répété tant que de fortes secousses ont lieu. Un tel sable est généralement recouvert d'un matériau plus cohésif tel que l'argile, le sol ou la chaussée, qui sert à confiner l'eau comprimée dans le sable. Si la couche de sédiments est sur une légère pente, elle se déplacera vers le bas en masse; cela s'appelle un propagation latérale. Un écart latéral peut descendre une pente aussi faible que 0,2 pour cent, ce qui n'apparaîtrait presque pas comme une pente.

L'expression peut-être la plus spectaculaire de liquéfaction, telle qu'observée par Norris sur l'île Harbour, se produit lorsque du sable aqueux remonte à la surface à travers une couche d'argile ou une chaussée, où il peut jaillir dans l'air comme une fontaine ou un geyser pendant des minutes ou des heures après la choc principal, laissant un cratère bas ou un monticule (ébullition de sable) après l'extinction de la fontaine (Figure 8-4). L'excavation du sable bout à l'aide d'une pelle rétrocaveuse ou d'un bulldozer révèle un remplissage vertical de sable à l'intérieur du bouchon d'argile, appelé un digue de sable (Illustration 8-5). La digue de sable marque l'endroit où le sable en profondeur s'est ventilé à la surface. La présence de digues de sable dans les sédiments, par exemple celles trouvées dans une fouille sous l'Oregon Convention Center à Portland, est utilisée comme preuve de tremblements de terre préhistoriques, bien qu'une hypothèse alternative soutient que les digues de sable sont liées aux inondations de Missoula du dernier âge pléistocène. .

Figure 8-5. Coupe transversale verticale à travers une ébullition de sable, montrant la couche de sable liquéfié, le capuchon d'argile non liquéfiable et la digue de sable transmettant le sable liquéfié à la surface, formant une ébullition de sable ou un volcan de sable. De Steve Obermeier, USGS

La susceptibilité à la liquéfaction du sable peut être déterminée par des tests d'ingénierie géotechnique standard tels que le test de pénétration standard. Au cours de ce test, un tube d'échantillonnage est enfoncé dans le sol en laissant tomber un poids de 140 livres d'une hauteur de trente pouces (d'accord, ce n'est pas sorcier, mais cela fonctionne parce que chaque ingénieur en fondation le fait exactement de la même manière). La résistance à la pénétration est le nombre de coups (nombre de fois où le poids est lâché) qu'il faut pour enfoncer l'échantillonneur d'un pied dans le sol. Une faible résistance à la pénétration serait inférieure à dix coups par pied ; une résistance élevée serait supérieure à trente coups par pied. Les sables liquéfiables ont une très faible résistance à la pénétration ; il est très facile d'enfoncer le tube de prélèvement dans le sable.

La liquéfaction peut être déclenchée par des accélérations sismiques aussi faibles que 0,1 g. Il a été observé avec des tremblements de terre d'une magnitude aussi faible que 5, et il devient relativement courant avec des magnitudes plus élevées. La liquéfaction est plus étendue avec une durée d'agitation plus longue, elle-même liée à une grande amplitude de moment.

Une grande partie des graves dommages dans le quartier de la marina de San Francisco lors du tremblement de terre de 1989 était due à la liquéfaction du remblai artificiel qui avait été mis en place après le tremblement de terre de 1906. Des furoncles de sable ont fait irruption dans les sous-sols des maisons de ville, les rues, les cours et les parcs. L'étalement latéral de la surface du sol a brisé les lignes de services publics souterraines, laissant environ un millier de maisons sans gaz ni eau. Le gaz n'a pas été coupé et les conduites de gaz cassées ont provoqué de grands incendies.

La liquéfaction des dépôts de plage pendant le tremblement de terre de 1989 a gravement endommagé le laboratoire marin de l'université d'État de San Jose à Moss Landing (Figure 8-6). Cela illustre le problème pour des villes comme Seaside, Oregon et Long Beach, Washington, construites sur des bancs de sable.

Figure 8-6. Bâtiments inclinés au laboratoire marin de l'Université d'État de San Jose à Moss Landing, en Californie, en raison de la liquéfaction des dépôts de plage lors du tremblement de terre de Loma Prieta en octobre 1989. Photo de G. W. Wilson, USGS

La liquéfaction pendant le tremblement de terre du Vendredi saint de 1964 en Alaska a détruit une partie de la nouvelle subdivision Turnagain Heights d'Anchorage, située sur une falaise de trente pieds surplombant Cook Inlet (Figure 8-7). Les vagues du tremblement de terre ont liquéfié une couche de sable et d'argile, provoquant la rupture d'une partie du lotissement et son glissement vers la baie. Des maisons, des patios, des rues et des arbres s'inclinaient à des angles étranges, et des gouffres béants se sont ouverts, engloutissant et enterrant vivants deux jeunes enfants. Une maison a glissé de plus de douze cents pieds vers la mer, se détruisant ainsi. L'instabilité de la couche saturée d'eau dans l'argile de Bootlegger Cove avait été signalée dans un rapport de l'USGS en 1959, cinq ans avant le tremblement de terre, mais cette information n'avait manifestement aucune influence sur les plans de développement de Turnagain Heights.

Figure 8-7. Destruction d'une partie de la subdivision Turnagain Heights de la ville d'Anchorage par liquéfaction d'une couche de sable dans l'argile Bootlegger accompagnant le tremblement de terre du vendredi saint 1964 dans le golfe d'Alaska. Le sol et les maisons ont été bouleversés ; notez les arbres inclinés. Photo de George Plafker, USGS

Au cours des tremblements de terre de Puget Sound de 1949 et 1965, 25 pour cent des dommages peuvent avoir été causés par la liquéfaction. Les ponts-levis sur la voie navigable Duwamish à Seattle ont été désactivés lors des deux tremblements de terre. La distance entre les piliers de la travée principale du pont de la rue Spokane a été raccourcie de six à huit pouces en raison d'un écart latéral, bloquant le pont-levis en position fermée. Des geysers d'eau sablonneuse ont été signalés en 1949 à Longview, Centralia, Puyallup et Seattle, et une grande partie d'une flèche sablonneuse s'avançant dans le Puget Sound au nord d'Olympia a disparu en 1949, probablement en raison de la liquéfaction du sable. Les sédiments sous un parc de maisons mobiles à Tumwater, Washington, se sont liquéfiés pendant le tremblement de terre de Nisqually, comme ils l'avaient fait lors des tremblements de terre de 1949 et 1965 (Figure 8-8). Une liquéfaction sévère s'est également produite dans le delta de la rivière Nisqually à l'est d'Olympie (figure 8-4), mais une grande partie de cette zone est un refuge faunique, une utilisation appropriée pour ce sol instable.

Figure 8-8. Propagation latérale à Sunset Lake, Tumwater Memorial Mobile Home Park près de Tumwater, Washington. Photo de Steven Kramer, Université de Washington.

L'un des arguments avancés contre une origine sismique des dépôts de marais enfouis sur la côte Pacifique est la rareté des éléments de liquéfaction tels que les dykes de sable. Cependant, bon nombre de ces marais ne reposent pas sur du sable propre. Le sable de plage du Pléistocène peut sous-tendre les séquences de marais de l'Holocène, mais si tel est le cas, il est probablement trop consolidé et trop profondément enfoui pour subir une liquéfaction.

D'autre part, les caractéristiques de liquéfaction sont courantes sur les îles basses dans les tronçons de marée du fleuve Columbia entre Astoria, Oregon, et Kalama, Washington (Figure 8-9). Ces îles sont plates, mal drainées et marécageuses, et une grande partie d'entre elles sont submergées lors des marées très hautes. Steve Obermeier de l'USGS a examiné les berges escarpées sculptées par la rivière et a découvert que les îles sont principalement composées de limon doux riche en argile, contenant localement des couches de cendres volcaniques du mont. Saint-Hélène. Datation au radiocarbone et corrélation des cendres avec un mont daté. Les cendres d'Helens indiquent que le limon a moins de mille ans.

Figure 8-9. Schéma fonctionnel montrant les relations sur le terrain sur les sites de liquéfaction sur les îles du cours inférieur du fleuve Columbia. Une digue remplie de sable traverse le limon et l'argile avec un sol peu développé au sommet. La digue se connecte à une mince couche de sable au-dessus du sol qui peut être des restes d'ébullition du sable. Les tubercules ont des âges au radiocarbone de six cents à mille ans. Le limon et l'argile au-dessus de la nappe de sable sont plus jeunes que la mise en place des digues ; les plus vieux arbres vivants ont moins de 230 ans. (1 m = un peu plus de 3 pieds 3 pouces). De Steve Obermeier, USGS

Les couches de limon sont coupées par des centaines de dykes de sable (figure 8-9), plus larges sur les îles près d'Astoria, et progressivement plus étroites sur les îles en amont. Ces digues de sable ont été mises en place avant les arbres les plus anciens que l'on trouve aujourd'hui sur les îles, qui ont moins de deux cent trente ans d'après la datation des cernes. Pour cette raison, Obermeier suggère que les digues ont probablement été mises en place lors du grand tremblement de terre de la zone de subduction de Cascadia en 1700 après J.

Curt Peterson de l'Université d'État de Portland a découvert que les dépôts de terrasses marines du Pléistocène tardif de la côte entre le centre de Washington et le nord de la Californie contiennent d'abondantes digues, certaines d'une épaisseur de trois pieds, preuve de fortes secousses sismiques. La source de ces digues est le sable de plage marquant la base de la terrasse. Comme indiqué précédemment, presque tous les exemples de liquéfaction à l'époque historique et à la fin de l'Holocène impliquent des sources de sable d'âge Holocène, et non du Pléistocène. Les dykes de sable dans les dépôts des terrasses du Pléistocène doivent avoir été générés par des tremblements de terre de la zone de subduction du Pléistocène, légèrement plus jeunes que le matériau de la terrasse dans lequel ils se trouvent.

The potential for liquefaction can be reduced by various foundation-engineering techniques to strengthen the soil. These techniques include driving deep piles or piers through the liquefiable layer, emplacing concrete grout through weak layers, or even replacing liquefiable sediments with earth materials not subject to liquefaction. Sloping areas with a potential for lateral spread can be buttressed in the downslope direction. Such solutions are expensive, but they were shown to work during the Loma Prieta Earthquake of 1989. The Marina District suffered greatly from liquefaction, but sites in the San Francisco Bay Area that had received foundation-engineering treatment, including Treasure Island, Emeryville, Richmond, Union City, and South San Francisco, had little or no damage to the ground or to structures.

4. Landslides Generated by Earthquakes

Liquefaction tends to be most pronounced in low, flat areas underlain by Holocene deposits. But in earthquake country, it does not help to escape to the hills. Most of the thousands of landslides generated during a major earthquake are small, but some are very large, as described previously for the 1970 earthquake in Peru.

On July 10, 1958, as reported by George Plafker of USGS, an earthquake of M 7.9 on the Fairweather Fault, Alaska, triggered a landslide on the side of a mountain overlooking Lituya Bay, in Glacier Bay National Park. A great mass of soil and rock swept down the mountainside into the bay, crossed the bay, and had enough momentum to ride up the opposite side to a height of nine hundred feet, denuding the forest cover as it did so. The slide created a huge water wave one hundred feet high that swept seaward, carrying three fishing boats over the sand spit at the mouth of the bay into the ocean. An earthquake of M 7.6 on August 18, 1959, in Montana, just north of Yellowstone National Park, triggered a landslide that swept down a mountainside and through a campground, burying a number of campers together with their tents and vehicles. The landslide crossed the Madison River with enough momentum that it continued up the other side of the valley, damming the river and creating a new lake.

Earthquakes less than M 5.5 generate dozens of landslides, and earthquakes greater than M 8 generate thousands. The Northridge Earthquake triggered more than eleven thousand landslides, mostly in the mountains adjacent to the epicenter. The Puget Sound earthquakes of 1949 and 1965 triggered many landslides, including one that dislodged a railroad track near Tumwater, Washington (Figure 8-10). Landslides are particularly common in heavily forested areas of the Northwest, triggered by rainfall and by earthquakes.

Figure 8-10. Hillside slid away from beneath this four-hundred-foot section of a Union Pacific Railway branch line at Tumwater, near Olympia, Washington, during the Puget Sound Earthquake of 1965. A large landslide during the heavy-rainfall winter of 1996-97 also damaged the rail line. Photo by G.W. Thorsen, Washington Division of Geology and Earth Resources.

Paula Vandorssen of Renton, Washington, had been on the telephone when the Nisqually Earthquake hit. She quickly became aware that a massive wall of earth was pressing against the side of her house. Within a matter of seconds, mud and debris filled her living room. Paula stumbled onto her front porch and rolled down the hill as the slide pushed her house sideways. It was not quite eleven o’clock; a few minutes later, her five-year-old daughter would have been home, playing on the side of the house smashed by the slide. Other parts of the slide dammed the Cedar River (Figure 8-11), and more than one hundred families were evacuated as a lake began to form. Earth-moving equipment was quickly brought in to breach the mud dam.

Figure 8-11. Landslide from the 2001 Nisqually earthquake near Cedar River. Landslide deposits in center of photo. Photo courtesy of King County, Washington.

Salmon Beach lies along a bluff overlooking Puget Sound south of Point Defiance in Tacoma (Figure 8-12a, b). Its houses, with their magnificent views of the Sound and the Olympics, can be reached only by boat or by descending several hundred wooden steps from the road. The Nisqually Earthquake dislodged up to twenty thousand cubic feet of soil and debris; one large fir tree was pointed like a lance at the window of Luke and Alisa Xitco’s eighteen-month-old 4,600-square-foot cedar shake house. Eight houses were evacuated, several with serious damage. Luke Xitco declared that he was staying.

Figure 8-12a. Landslide on steep bluffs overlooking Puget Sound at Salmon Beach, near Tacoma Narrows, a few days after the 1949 Puget Sound Earthquake. The landslide endangered several beach houses and produced high waves in the narrows. Landlsides occured at the same place during the 2001 Nisqually Earthquake. From Washington Division of Geology and Earth Resources.

Figure 8-12b. Salmon Beach landslide near Tacoma Narrows after the 2001 Nisqualy earthquake. Houses overlooking Puget Sound have no road access; landslide struck behind the houses, as it did in 1949. Photo courtesy of Jon Bray, University of California Berkeley.

The Nisqually earthquake was not the first to heavily damage the homes at Salmon Beach. Similar damage was experienced during the earthquake of 1949 (Figure 8-12a).

Fourteen homes on a bluff overlooking Puget Sound on Maplewood Avenue Southwest in Burien had to be evacuated (Figure 8-12b) after the Nisqually Earthquake when a foot-wide moat appeared between the road and the driveways. Other homes along the beach below were also evacuated, though some residents stayed despite the evacuation order.

In addition to railroad damage (Figure 8-10), highways were also put out of service, as illustrated by Figure 8-13. Damage to highways caused delays in rescue operations and repair of damaged homes.

Fig. 8-13. Landslide across Highway 101, about 100 feet across. Photo courtesy of Jon Bray, University of California Berkeley.

Some of the most common landslide types are rockfalls and rockslides. Although rockfalls might have a nonseismic origin, Bob Schuster of the USGS found that large rockfalls damming lakes on the eastern Olympic Peninsula of Washington (Figure 6-7) were most likely formed during a large earthquake eleven hundred years ago. No rockfalls as large as these are known from this area in historic time, which included earthquakes as large as M 7.1 as well as many severe winter storms.

Anyone who has hiked in the mountains has observed that many rocky talus slopes appear to be quite precarious, and seismic shaking can set these slopes in motion. John Muir, who experienced the 1872 Owens Valley Earthquake (M 7.7) in Yosemite Valley, described it best:

At half-past two o’clock of a moonlit morning in March, I was awakened by a tremendous earthquake, and though I had never before enjoyed a storm of this sort, the strange thrilling motion could not be mistaken, and I ran out of my cabin, both glad and frightened, shouting, “A noble earthquake! A noble earthquake!” feeling sure I was going to learn something. The shocks were so violent and varied, and succeeding one another so closely, that I had to balance myself carefully in walking as if on the deck of a ship among waves, and it seemed impossible that the high cliffs of the Valley could escape being shattered. In particular, I feared that the sheer-fronted Sentinel Rock, towering above my cabin, would be shaken down, and I took shelter back of a large yellow pine, hoping that it might protect me from at least the smaller outbounding boulders. For a minute or two the shocks became more and more violent—flashing horizontal thrusts mixed with a few twists and battering, explosive, upheaving jolts,—as if Nature were wrecking her Yosemite temple, and getting ready to build a still better one.

I was now convinced before a single boulder had fallen that earthquakes were the talus-makers and positive proof soon came. It was a calm moonlight night, and no sound was heard for the first minute or so, save low, muffled, underground, bubbling rumblings, and the whispering and rustling of the agitated trees, as if Nature were holding her breath. Then, suddenly, out of the strange silence and strange motion there came a tremendous roar. The Eagle Rock on the south wall, about a half a mile up the Valley, gave way and I saw it falling in thousands of the great boulders I had so long been studying, pouring to the Valley floor in a free curve luminous from friction, making a terribly sublime spectacle—an arc of glowing, passionate fire, fifteen hundred feet span, as true in form and as serene in beauty as a rainbow in the midst of the stupendous, roaring rock-storm. The sound was so tremendously deep and broad and earnest, the whole earth like a living creature seemed to have at last found a voice and to be calling to her sister planets. In trying to tell something of the size of this awful sound it seems to me that if all the thunder of all the storms I had ever heard were condensed into one roar it would not equal this rock-roar at the birth of a mountain talus.

The great landslides of Peru, Madison River, and Lituya Bay were rock avalanches, generally triggered by rockfalls at the time of the earthquake. Nearly all rockfalls are small, although locally damaging or deadly, like the one that killed Ken Campbell north of Klamath Falls, Oregon (Figure 6-24), and many have nonseismic origins like the Oso, Washington, landslide of March 2014. However, great rock avalanches seem to be unique to earthquakes, or earthquakes combined with volcanism, as in the huge avalanche that crashed into Spirit Lake and blocked the Toutle River during the Mt. Helens eruption of May 18, 1980. That avalanche was triggered by an earthquake of M 5.1, but both the avalanche and the earthquake might have been an effect of the eruption, which blew out the north side of the mountain.

Landslides on the sea floor are an increasingly recognized phenomenon, principally because of the availability of side-scan sonar and new methods to map the topography of the sea floor. The continental slope off southern Oregon is largely composed of huge landslides, including the one illustrated in Figure 8-14 off Florence, Oregon. Chris Goldfinger mapped a landslide at the base of the continental slope off central Washington in which individual mountain-size blocks rode down onto the abyssal plain, leaving skid marks on the sea floor in their wake. These landslides are so large that it seems likely that they would generate huge sea waves, or tsunamis, as similar landslides have been shown to do on Hawaii and Papua New Guinea.

Figure 8-14. Large landslide at the base of the continental slope west of Florence, Oregon. Slide is five miles across; debris has been transported across the deformation front onto the Juan de Fuca abyssal plain. The active Heceta South Fault marks part of the northern side of the slide. Image created by Chris Goldfinger at Oregon State University from SeaBeam bathymetric maps of the National Oceanic and Atmospheric Agency and digitized land topographic maps from USGS

The Coast Range, Olympic Mountains, and the Cascades bear the scars of thousands of landslides that have been mapped by geologists. It cannot be demonstrated conclusively that these landslides have an earthquake origin, but certainly many of them do. Some of the smaller ones are slides or flows of soil material, which tend to be tongue shaped or teardrop shaped and to travel down gullies and steep canyons. Many of these form during a wet winter and are unrelated to earthquakes. David Keefer and Randy Jibson of the USGS summarize geotechnical evidence that suggests that some slides would not have been generated by wet weather during winter storms alone but would require seismic shaking to be set in motion. Geotechnical tests, such as the Standard Penetration Test, can be done in an evaluation of a building site on a hillside. Other geotechnical tests include measuring the shear strength of soils under both static (nonearthquake) and dynamic (earthquake) conditions.

The hills bordering the Willamette Valley contain numerous landslide deposits, particularly the West Hills of Portland. The Oregon Department of Geology and Mineral Industries has mapped these landslides using LiDAR, the same method used to map active faults in the Puget Sound region. Most of the Willamette Valley is covered by LiDAR, enabling landslides to be mapped. Most of Portland is covered with LiDAR-based maps locating these landslides. In my view, due diligence by local government would require these governments to obtain LiDAR maps of their growing cities so that future development can be planned accordingly.

Two large Pacific Northwest landslides may not have had an earthquake origin. The Hope, B. C., landslide of 1965 was associated with an earthquake, but some people believe that the earthquake may have accompanied initial rupture of the shear surface marking the base of the landslide, and was not the cause of the slide. The Ribbon Cliffs rockslide, on the Columbia River north of Wenatchee, Washington, was reactivated by a large earthquake in 1872, as discussed in Chapter 6. Without direct observation, it is difficult to attribute large landslides in mountainous terrain to any earthquake, even when the earthquake occurred in historic time.

I close this section with a discussion of perhaps the most famous landslide in the Pacific Northwest, the Bonneville Landslide on the Columbia River near Cascade Locks (Figure 8-15). Volcanic rocks have been transported downslope on a thin sticky clay soil formed on top of one of the volcanic formations, forcing the Columbia River to its south bank and narrowing its width by half. The landslide has an area of at least thirteen square miles. It may have given rise to a Native American legend concerning the origin of the Bridge of the Gods. According to legend, the Bridge of the Gods was built by the Great Spirit to allow passage from one side of the river to the other. It was destroyed as a result of a great struggle between warriors now frozen in stone and ice as Mt. Klickitat (Mt. Adams) and Mt. Wyeast (Mt. Hood). A catastrophic landslide in prehistoric times could have dammed the Columbia and allowed people to walk from one side to the other until the river overtopped and cut out the dam. Radiocarbon dating by Pat Pringle, then of the Washington Division of Geology and Earth Resources and Bob Schuster of the USGS shows that this landslide could have come down during the great Cascadia Subduction Zone Earthquake of A.D. 1700.

Figure 8-15. Map of the Bonneville landslide (shaded) in the Columbia River Gorge at Cascade Locks. Arrows show direction of flow of landslide material. Bedrock formations shown in clear pattern. Volcanic rocks of the Cascade Range underlie the slide on the Washington side of the Columbia River; Columbia River Basalt is found on the Oregon side. Based on work by Bob Schuster, USGS, and Pat Pringle, Washington Division of Geology and Earth Resources

However, there is no direct evidence for an earthquake origin of the slide, and no evidence that the slide came down all at once. Some of the slides coming down to the river from the Washington side are still active today. The Bonneville Landslide and the Bridge of the Gods remain a geological enigma.

As stated in a previous section, landslides are not strictly an earthquake-related phenomenon; they are a common side effect of winter storms as well. In evaluating a site for its landslide potential, Scott Burns of Portland State University uses a three-strike rule. Strike 1 is unstable soil, and strike 2 is a steep slope. Strike 3 may be either an earthquake or a heavy winter rainstorm that saturates the ground. By careful selection of building sites, strikes 1 and 2 can be avoided, so that neither rainfall nor earthquake will cause a landslide.

Much of the loss of life related to an earthquake is caused by landslides. In some cases, the slide mass moves slowly enough that people can get out of its way, but in rockfalls and rock avalanches, such as the large slides in Alaska, Peru, and Montana, and the rockfall witnessed by John Muir at Yosemite, the motion of the rock and soil mass is so quick that people are overwhelmed before they have an opportunity to get out of the way. This caused the loss of life from the Oso, Washington, landslide of March 2014.

5. Earthquake Hazard Maps of Metropolitan Areas

The Oregon Department of Geology and Mineral Industries has prepared maps of the Portland, Salem, and Eugene metropolitan areas that classify the urbanized areas into earthquake hazard zones. The information discussed earlier in this chapter has been used to make the maps: the bedrock geology, the thickness, density, and seismic shear-wave (S-wave) velocity of near-surface sediment, the steepness of slopes in hillside areas, and the degree of susceptibility of those slopes to landsliding. The hazards measured are the amount of seismic wave amplification, the potential for liquefaction, and the tendency of hillslopes to fail in landslides.

The maps divide the area underlain by Quaternary sediment into three (for Portland) to five (for Salem) hazard categories of ground-shaking amplification based on sediment thickness and S-wave velocity. Areas underlain by bedrock do not amplify seismic waves. Similarly, there are three to five categories of liquefaction potential of surficial sediment, with no liquefaction potential for areas underlain by bedrock. Classification of slope stability is based on steepness of slope ranging from no hazard where the land is flat to a high hazard where the slope exceeds twenty-two degrees, with a special category for hillsides already marked by landslides.

Maps of individual hazards (seismic shaking, liquefaction, and slope stability against landsliding) are combined, using a computer model, to subdivide each area into four earthquake hazard zones, with A marking the highest hazard zone and D the lowest. An A ranking generally means that the area has ranked high in at least two of the three hazards described (seismic shaking, liquefaction, slope stability). An area could rank very high in one category and low in all others and receive a B ranking. The map can be used to state that a broad area such as Portland International Airport has a particular level of hazard (Zone B). The Oregon State Capitol and Willamette University are ranked Zone C. The maps are detailed enough that you could get an idea of the earthquake hazard category for your own home, if you live in one of the areas covered by the maps.

The maps are designed for general planning purposes for designing earthquake hazard mitigation programs for Oregon’s major cities. Damage estimates for lifeline services and disaster-response planning could effectively be based on these maps. However, they are not a substitute for site-specific evaluations of a building site based on borings and trenches, although they could be used for feasibility studies and for design. Furthermore, no state law requires that these maps be used in land-use policy. However, they could affect earthquake insurance rates.

Although there is no province-wide program for earthquake hazard maps in British Columbia, a demonstration project for the city of Victoria has been completed, in part funded by the city itself. The City of Seattle has produced a set of Sensitive Area Maps showing slopes greater than fifteen degrees that might have a greater potential for landsliding. Similar maps are being constructed by the California Geological Survey for urban areas in southern California. The Seismic Hazard Mapping Act, passed by the California legislature in 1990, requires the State Geologist to identify and map the most prominent earthquake hazards from liquefaction and landsliding. Unlike states in the Northwest, developers and local government are required to consult these maps in land-use decisions.

In Washington, Steve Palmer and his colleagues with the Division of Geology and Earth Resources prepared maps showing liquefaction potential in lowland areas of the Seattle and Olympia urban areas because of the extensive liquefaction accompanying the earthquakes in 1949 and 1965. These maps were tested by the Nisqually Earthquake of 2001. Liquefaction and lateral spreading were concentrated in those areas Palmer and his associates had predicted would be hazardous. The Olympia map is shown as Figure 8-16.

Figure 8-16. Liquefaction susceptibility map of the Olympia-Tumwater-Lacey area, Washington, published as Washington Division of Geology and Earth Resources GM-47 (Palmer et al., 1999). The darkest shading identifies those areas most susceptible to liquefaction and lateral spreading. The damage from liquefaction and lateral spreading from the 2001 Nisqually Earthquake is superimposed on this map, showing how well the map predicted the zones of damage, especially in downtown Olympia. From Tim Walsh, Washington Division of Geology and Earth Resources.

The Nisqually experience showed clearly that these maps can predict successfully those areas where damage will be concentrated in an urban earthquake. However, they have only been earthquake-tested in Washington.


Suggestions for Further Reading

Burns, S. 1998. Landslide hazards in Oregon, in Burns, S., ed., Environmental, Groundwater and Engineering Geology Applications from Oregon. Association of Engineering Geologists Special Pub. 11, Star Publishing Co., 940 Emmett Ave., Belmont, CA 94002, p. 303-15.

Burns, S. Landslides in the Portland area resulting from the storm of February 1996, in Burns, S., ed., Environmental, Groundwater and Engineering Geology Applications from Oregon. 353-65.

Burns, S., and L. Palmer. 1996. Homeowner’s landslide guide. Oregon Emergency Management, Federal Emergency Management Agency Region 10, and Oregon Department of Geology and Mineral Industries, 10p. (free).

Dragovich, J. D., and P. T. Pringle. 1995. Liquefaction susceptibility map of the Sumner 7.5-minute quadrangle, Washington, with a section on liquefaction analysis by Palmer, S.P. Washington Division of Geology and Earth Resources Geologic Map GM-44, 1 sheet, 1:24,000, text 26 p.

Gerstel, W. J., M. J. Brunengo, W. S. Lingley, Jr., R. Logan, H. Shipman, and T. Walsh. 1997. Puget Sound bluffs: The where, why, and when of landslides following the holiday 1996/97 storms. Washington Geology, v. 25, no. 1, p. 17-31.

Jibson, R. Using landslides for paleoseismic analysis, in McCalpin, J. P., ed., Paleoseismology. San Diego, CA: Academic Press, p. 397-438.

Keefer, D. K. 1984. Landslides caused by earthquakes. Geological Society of America Bulletin, v. 95, p. 406-71.

Keller, E. A. 1988. Environmental Geology, Fifth Edition. Columbus, OH: Merrill Publishing Co., 540 p.

Kramer, S. Geotechnical Earthquake Engineering. Englewood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall.

Monahan, P. A., V. M.. Levson, E. McQuarrie, S. M. Bean,P. Henderson, and A. Sy. 2000. Relative earthquake hazard map of Greater Victoria showing areas susceptible to amplification of ground motion, liquefaction and earthquake-induced slope instability. British Columbia Geological Survey Map GMOO-1.

Monahan, P. Levson, P. Relative liquefaction hazard map of Greater Victoria (sheet 3A); relative amplification of ground motion hazard map (sheet 3B); seismic slope stability map (sheet 3C) and accompanying report. British Columbia Geological Survey Maps GMOO-3.

Muir, J. 1912. The Yosemite. The Century Company, republished by Doubleday and Co., Inc., New York.

Obermeier, S. F. Using liquefaction-induced features for paleoseismic analysis, in McCalpin, J. 331-96.

Oregon Department of Geology and Mineral Industries. n.d. Landslides in Oregon. Free circular.

Oregon Department of Geology and Mineral Industries. 1991-1996. Earthquake hazards maps of Portland and Salem metropolitan areas. GMS 79, 89-92, 104-5.

Oregon Department of Geology and Mineral Industries. Relative earthquake hazard map of the Portland Metro Region, Clackamas, Multnomah, and Washington Counties, Oregon. Interpretive Map Series IMS-1.

Palmer, S .P., H. Schasse, and D. Norman. 1994. Liquefaction susceptibility for the Des Moines and Renton 7.5-minute qudrangles, Washington. Washington Division of Geology and Earth Resources Geologic Map GM-41, 2 sheets, scale 1:24,000, text 15 p.

Palmer, S. P., T. Walsh, R. Logan, and W. Gerstel. Liquefaction susceptibility for the Auburn and Poverty Bay 7.5-minute quadrangles, Washington. Washington Division of Geology and Earth Resources Geologic Map GM-43, 2 sheets, scale 1:24,000, text 15 p. Palmer, S .P., T. J.

Walsh, and W. 1999. Geologic folio of the Olympia-Lacey-Tumwater urban area, Washington: Liquefaction susceptibility map. Washington Division of Geology and Earth Resources Geologic Map GM-47, text, 16 p.


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Growing Bacteria in Culture

A population of bacteria grown in the laboratory is referred to as a culture. UNE pure culture contains only one single type a mixed culture contains two or more different bacteria. If a bacterial culture is left in the same media for too long, the cells use up the available nutrients, excrete toxic metabolites, and eventually the entire population will die. Thus bacterial cultures must be periodically transferred, or subcultured, to new media to keep the bacterial population growing.

Microbiologists use subculturing techniques to grow and maintain bacterial cultures, to examine cultures for purity or morphology, or to determine the number of viable organisms. In clinical laboratories, subculturing is used to obtain a pure culture of an infectious agent, and also for studies leading to the identification of the pathogen. Because bacteria can live almost anywhere, subculturing steps must be performed aseptically, to ensure that unwanted bacterial or fungal contamination is kept out of an important culture.

In microbiology, aseptic techniques essentially require only common sense and good laboratory skills. First, consider that every surface you touch and the air that you breathe may be contaminated by microorganisms. Then think about the steps you can take to minimize your exposure to unwanted invisible intruders. You should also be thinking about how to prevent contamination of your bacterial cultures with bacteria from the surrounding environment (which includes you).

To maintain an aseptic work environment, everything you work with should be initially free of microbes. Thus, we begin with pre-sterilized pipettes, culture tubes, and glassware. Inoculating loops and needles made of metal wire can be used to transfer bacteria from one medium to another, such as from the surface of an agar plate to a broth. Metal tools may be sterilized by heating them in the flame of a Bunsen burner. Glass tools or metal spreaders or forceps that can’t be sterilized by direct heat are dipped in alcohol followed by a brief pass through the flame to speed the evaporation process. Standard aseptic techniques used for culturing bacteria will be demonstrated at the beginning of lab.

Figure 2. Colonies on an agar plate

One very important method in microbiology is to isolate a single type of bacteria from a source that contains many. The most effective way to do this is the streak plate method, which dilutes the individual cells by spreading them over the surface of an agar plate (see Figure 2). Single cells reproduce and create millions of clones, which all pile up on top of the original cell. The piles of bacterial cells observed after an incubation period are called colonies. Each colony represents the descendants of a single bacterial cell, and therefore, all of the cells in the colonies are clones. Therefore, when you transfer a single colony from the streak plate to new media, you have achieved a pure culture with only one type of bacteria.

Different bacteria give rise to colonies that may be quite distinct to the bacterial species that created it. Therefore, a useful preliminary step in identifying bacteria is to examine a characteristic called colonial morphology, which is defined as the appearance of the colonies on an agar plate or slant. Ideally, these determinations should be made by looking at a single colony however, if the colonial growth is more abundant and single colonies are absent, it is still possible to describe some of the colonial characteristics, such as the texture and color of the bacterial growth.


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