زلزله عبارتست از لرزش زمین در اثر آزاد سازی سریع انرژی که اغلب موارد در اثر لغزش در امتداد یک گسل در پوسته زمین اتفاق می­افتد. انرژی آزاد شده از محل آزاد شدن آن، که کانون نامیده می­شود، بصورت امواج در همه جهت‌ها منتشر می­شود. این موج‌ها شباهت بسیار زیادی به امواج ایجاد شده در اثر فروافتادن یک سنگ در آب آرام یک حوضچه دارد. به همان ترتیب که ضربه سنگ باعث به جنبش درآوردن امواج آب میشود، یک زلزله امواج لرزه­ای را ایجاد می­کند که در زمین منتشر می­شوند. با وجود اینکه انرژی آزاد شده با فاصله گرفتن از کانون زلزله به سرعت پراکنده شده و میرا می­شود، ولی ابزار‌های بسیار حساسی که در سراسر جهان بمنظور ثبت ارتعاشات پوسته زمین نصب شده اند، آن را حس کرده و ثبت می ­کنند.

 

به بیان دیگر زمین‌لرزه یا زلزله لرزش و جنبش زمین است که به علّت آزاد شدن انرژی ناشی از گسیختگی سریع در گسل‌های پوستهٔ زمین در مدّتی کوتاه روی می‌دهد. محلّی که منشأ زمین‌لرزه است و انرژی از آنجا خارج می‌شود را کانون ژرفی، و نقطهٔ بالای کانون در سطح زمین را مرکز سطحی زمین‌لرزهمی‌گویند. پیش از وقوع زمین‌لرزهٔ اصلی معمولاً زلزله‌های نسبتاً خفیف‌تری در منطقه روی می‌دهد که به پیش‌لرزه معروف‌اند. به لرزش‌های بعدی زمین‌لرزه نیز پس‌لرزه‌ می‌گویند که با شدّت کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه تا چند ماه رخ می‌دهند.

با پیاده سازی زلزله‌های گذشته، مشاهده میشود که اغلب زلزله‌های جهان، منطبق بر مرز صفحات کره می­باشند. یعنی با جابجائی صفحات نسبت به هم، انرژی این جابجائی بدلیل وجود اصطکاک بین صفحات، ذخیره میگردد و لحظه­ای که این مقدار انرژی برای غلبه بر نیروی اصطکاک سنگ‌ها کافی بود، بصورت ناگهانی آزاد می­شود. علاوه بر این پدیده، عوامل مختلف دیگری نیز باعث ایجاد لرزش در زمین می­گردند که در ادامه به توضیح آن‌ها میپردازیم.

انواع زمین لرزه

---

۱-  زمین لرزه ­های تکتونیکی: زمین لرزه‌های تکتونیکی در برگیرنده تعداد بسیار زیادی از زلزله­هایی هستند که سالانه در سطح جهان ثبت می­شوند. حرکات صفحات تشکیل دهنده پوسته زمین عامل ایجاد این زمین لرزه‌ها می­باشد که در فصل‌های گذشته به تفصیل مورد بررسی قرار گرفت.  

۲- زلزله‌های آتشفشانی: این زلزله‌ها فقط در نواحی فعال آتشفشانی اتفاق می­افتد و به انفجار‌های آتشفشانی نیز معروف است. شکل بعدی نشان میدهد که زلزله‌ها و آتشفشان‌ها اغلب در کنار هم و در امتداد مرز صفحات رخ میدهند.

۳- زمین لرزه‌های فروریختی: بر اثر فروریختن غار‌ها و کانال‌های زیرزمینی، لرزه‌هایی ایجاد می‌شود که به نام زمین‌لرزه‌های فروریختی موسومند. این تکان‌ها بسیار کوچک بوده و فقط اهمیت محلی دارند.

۴- زمین لرزه‌های القایی: بر اثر آبگیری یا تغییرات ناگهانی سطح آب دریاچه‌های پشت سدها، تزریق آب یا سیال‌های دیگر به داخل زمین و یا استخراج آنها، مخصوصاً درجا‌هایی که گسل‌های فعال وجود دارد زمین‌لرزه‌هایی ایجاد می‌شود. در واقع دلیل اصلی این لرزه‌ها را می‌توان بارگذاری سریع برروی زمین و یا برداشتن ناگهانی بار زیادی از روی آن ذکر کرد. این لرزه‌ها به نام القایی موسومند. لرزه‌های ناشی از معادن نیز در این دسته قرار می‌گیرند. به عنوان مثال می‌توان به زمین‌لرزه‌ای که درارتباط با آبگیری و تغییرات فصلی سطح آب دریاچه سد سفیدرود روی داد اشاره نمود.

۵- زمین لرزه‌های ناشی از انفجار‌ها: انفجار‌های نظامی و صنعتی، همچنین آمد و شد و یا فعالیت‌های ساختمانی، نیز لرزه‌هایی را ایجاد می‌نمایند که شدت، زمان وقوع و محل آن‌ها قابل پیش‌بینی است.



مکانیزم خرابی در زلزله

---

عواملی که در یک زلزله باعث ایجاد خسارت میگردند عبارتند از:

۱-    نیرو‌های درونی شدید ایجاد شده بر اثر جنبش شدید زمین

۲-    آتش‌سوزی‌های ناشی از زمینلرزه

۳-    تغییر در خواص فیزیکی خاک‌ها (نشستها، پدیده آبگونگی و...)

۴-    بر اثر جابجائی مستقیم گسل‌ها در محل ساخت سازه‌ها

۵-    بواسطه زمین لغزش‌ها (زمین لغزش عبارتست از فروریزش دامنه شیب‌ها)

۶-    بواسطه موج‌های بلند ایجاد شده توسط زلزله در دریا‌ها (آبرانش)

از بین عوامل فوق، جبش شدید زمین، مهمترین عامل خرابی و تلفات جانی در زلزله­ها میباشد؛ که با معرفی امواج لرزه و اندازه گیری آنها، این بحث ادامه می­یابد.

خطر آتش‌سوزی پس از زمین لرزه نیز باید مورد تاکید قرار بگیرد. در ایران بدلیل مصالح مورد استفاده تا کنون گزارش زیادی از آتش‌سوزی‌های پس از زلزله دریافت نشده است، ولی در کشور‌هایی مانند ژاپن و آمریکا، که چوب یکی از مهمترین مصالح استفاده شده در ساختمان‌ها میباشد، گزارش‌های زیادی وجود دارد، همانند زلزله سال ۱۹۰۶ سان فرانسیسکو و یا زلزله ۱۹۲۳ شهر توکیو.

شاید جابجایی مستقیم در اثر گسلش ترسناکترین جنبه زلزله ­ها از دید عموم مردم باشد، با این حال در مقایسه با جبش شدید زمین، این گونه آسیب بسیار نادر است. منطقه­ای که در معرض گسلش قرار دارد، بسیار کمتر از سطحی است که از تکان‌های شدید زمین تاثیر می­پذیرد.  

 

کانون و عمق زلزله

---

محل آغاز گسیختگی در گسل (گسلش) را کانون زلزله یا مرکز درونی می­نامند و در واقع محل اولیه آزاد شدن انرژی در داخل زمین می­باشد. تصویر کانون در سطح زمین رومرکز نامیده می­ شود که معمولا محل بیشترین خسارت‌ها می­باشد.

بر اساس ژرفا، زمین لرزه‌ها را می‌توان به سه دسته زیر تقسیم نمود:

- کم ژرفا: با ژرفای ۰ تا ۷۰ کیلومتر

- متوسط: با ژرفآی ۷۰ تا ۳۰۰ کیلومتر.

- عمیق: با ژرفآی بیش از ۳۰۰ کیلومتر (به آین ترتیب که تاکنون زمین لرزه آی در عمق بیش از ۷۲۰ کیلومتر رخ نداده است).

 از نقطه نظر ژرفا، بیشتر زمین لرزه هآی آیران کم عمق می‌باشند. بیشترین عمق در زمین لرزه‌های رخ داده در فلات آیران تا حدود ۶۰ کیلومتر در ناحیه مکران مشخص شده است. از سوی دیگر آین ژرفا در ناحیه هآی داخلی فلات آیران تا حدود ۴۰ تا ۵۵ کیلومتر می‌رسد. در ناحیه البرز و شمال آیران مرکزی بیشینه ژرفا در حدود ۲۰ تا ۲۵ کیلومتر بوده است. بنابرآین زمین لرزه هآی آیران از نوع کم عمق بوده اند.

 

مسأله عمق از نظر خسارت زمین لرزه نیز بسیار مهم است، چرا که در زمین لرزه بسیار کم عمق معمولاً خسارت‌ها به ناحیه رومرکزی و حوزه نزدیک محدود می‌شود و سپس در حوزة دور (فاصله هآی بیش از ۵۰ کیلومتر از سرچشمه) خسارت‌ها بسیار محدود می­گردد (نمونه‌هایی از چنین زلزله­های کم عمق عبارتند از: زلزله منجیل، زمین لرزة طبس با ژرفآی ۱۰ کیلومتر و زلزله بم با عمق ۸ کیلومتر). از سوی دیگر، هنگامی که زمین لرزه ژرفآی زیادی داشته باشد (زمین لرزه ۱۹۸۵ مکزیکو، میچوآکان، با بزرگآی Ms=۸.۱ و ژرفآی ۲۰۰ کیلومتر، که موجب خسارتهآی فراوان در فاصله حدود ۲۸۰ کیلومتری در شهر مکزیکوسیتی به دلیل مسأله اثرهآی ساختگاه گردید)، مشاهده می‌شود که خسارت‌ها  می‌تواند به دلآیل ثانویه (نظیر اثر خاک) در فاصله‌های زیاد نیز گسترده شود.

موج‌های لرزه‌ای

---

بطور کلی پس از اینکه در داخل زمین زلزله‌ای به وجود آمد و انرژی زمین آزاد شد، این انرژی آزاد شده به صورت امواج ارتعاشی در کلیه جهات منتشر شده و انرژی زلزله را با خود منتقل مینمایند. امواج زمین لرزه با توجه به حرکتشان در داخل یا سطح زمین به دو دسته امواج داخلی یا پیکری و امواج سطحی تقسیم میشوند.

 

 امواج داخلی یا پیکری دسته دیگری از امواح لرزه‌ای هستند که در درون زمین حرکت کرده و درتمامی جهات منتشر می­شوند و با سرعتی بیش از موج‌های سطحی حرکت می­نمایند. امواج داخلی نیز به دو گروه امواج طولی یا اولیه و امواج عرضی یا ثانویه قابل تقسیم هستند.

 امواج سطحی بیشترین انرژی ناشی از تکان‌های کم عمق را دارا بوده و عامل اصلی خرابی­های ناشی از زمین لرزه بخصوص در مناطق مسکونی میباشند. این گروه از امواج پس از تداخل موج‌های داخلی در امتداد حدفاصلها، شروع به ارتعاش کرده و عمق نفوذ محدودی دارند، از این رو همواره در نزدیکی سطح‌های ناپیوستگی متمرکز میشوند. بدین جهت در محیط‌های همگن موج‌های سطحی نخواهیم داشت. این امواج که به نام‌های موج‌های محدود شده و یا موج‌های هدایت شده نیز معروفند خود به گروه‌های مختلفی، چون موج لاو  و امواج ریلی تفکیک می‌گردند.

این امواج توسط ویژگیهایی، چون سرعت، دامنه، طول موج، دوره تناوب و فرکانس از یکدیگر تمییز داده میشوند.

در زیر به تفصیل به بررسی این چهار نوع موج می­پردازیم:

امواج تراکمی P. یا اولیه 

مواج تراکمی از همه محیط‌هایی که توان تحمل فشار را دارند از جمله گازها، جامدات و مایعات عبور می­کنند. ذراتی که تحت تاثیر موج P. قرار میگیرند در جهت انتشار موج به جلو یا عقب نوسان میکنند. در صورتی که بخشی از یک فنر را جمع کرده و به طور ناگهانی رها کنیم، فشردگی تمام طول فنر را طی خواهد کرد تا به انتهای آن برسد. در این مثال فنر در راستای حرکت موج به ارتعاش درآمده است که بسیار شبیه به نحوه انتشار امواج P. است. دلیل نامگذاری این امواج به نام امواج اولیه سرعت بالای این امواج میباشد، چرا که اولین موجی که از زلزله احساس میشود امواج P. میباشد. این امواج با وجود سرعت بالای انتقال، چون بسیار سریعتر از سایر امواج دیگر میرا میشوند (یعنی انرژی خود را از دست میدهند) باعث ایجاد خرابی زیادی در زلزله نمیشوند.

امواج برشی S. یا عرضی

---

این امواج تنها در محیط‌هایی که میتوانند در برابر تغییر شکل جانبی مقاومت کنند - مانند محیط‌های جامد - منتشر میگردند. این امواج در مایعات و گاز‌ها نمیتوانند منتقل شوند. در صورتی که یک طناب را به دیواری متصل کرده و سر دیگر آن را در دست گرفته و به صورت قائم حرکت دهیم، در طناب موجی ایجاد میشود شبیه امواج S. میباشد. در این امواج ارتعاش ذرات محیط عمود بر جهت حرکت موج میباشد (همانطور که مثال طناب دیده میشود، موج در امتداد طول طناب حرکت میکند در حالی که ذرات طناب در جهت عمود بر طول طناب ارتعاش می کنند).

امواج رایلی LR

---

این امواج به نحو خاصی حرکت می­کنند. بدین ترتیب که حرکت ذرات در امتداد مدار‌های دایره‌ای (یا بیضوی) صورت می‌گیرد. درست مانند حرکت امواج در سطح اقیانوس البته جهت حرکت دایره‌ها برخلاف حرکت امواج اقیانوس است به عبارتی حرکات ذرات سنگ، مدار بیضوی پسگرد را در صفحه قائمی به طرف منشاء زمین لرزه طی میکنند.

امواج لاو LQ

---

حرکت زمین توسط موج لاو، تقریبا شبیه موج S. است با این تفاومت که ذرات ماده به موازات سطح زمین و در جهت عمود بر انتشار موج حرکت کرده و ذرات در صفحه قائم حرکت ندارند. انتشار این امواج مانند تکان‌هایی است که بر اثر حرکت طناب به سمت چپ یا راست ایجاد میشود. موج‌های لاو قدری سریعتر از امواج رایلی حرکت کرده و زودتر بر روی لرزه نگاشت ظاهر میشوند.

اندازه گیری زمین لرزه

---

برای آگاهی از میزان تاثیر هر پدیده لازم است تا بتوانیم به نحوی آن را بصورت کمی بیان کنیم. برای کمی کردن اندازه زلزله، از دو رهیافت مختلف استفاده می­شود؛ یک رهیافت بر اساس اندازه گیری دستگاهی (بزرگای زلزله) و دیگری بواسطه تاثیر پذیری دست ساز‌های بشر از زلزله (شدت زلزله) شدت زلزله در هر مکان متفاوت است و با دور شدن از کانون زلزله کم می‌شود، در حالی که بزرگآی زلزله همواره ثابت است و ربطی به دور شدن از کانون ندارد (چرا که با کل انرژی آزاد شده مرتبط است).

شدت زمین لرزه

---

شدت یک زلــزله در یک مکــان خاص بــر مبنآی اثرهآی قابل مشاهده زمین لرزه در آن مکان تعیین می‌شود. دقت در تعیین شدت زلزله به دقت مشاهده کننده وابسته است. تخمین شدت وسیلة مفیدی برآی تخمین اندازة زلزله هآی تاریخی است، بویژه در ناحیه هآیی نظیر کشور ما که کشوری باستانی و با میراث تاریخی و  فرهنگی کهن است و لذا اطلاعات مهمی می‌توان از زلزله هآی رویداده در زمانی که ثبت تاریخی وجود دارد به دست آورد.   مقیاس‌های مختلفی برای تعیین شدت زمین لرزه همانند مقیاس مرکالی اصلاح شده، MSK، EMS۹۸ و ... ارائه شده است.

 تعیین شدت زمین لرزه بدین ترتیب است که برای هر کدام از مقیاس‌ها جدولی تهیه شده است و بر اساس آن میزان آسیب‌های ناشی از زلزله بر سازه‌های مختلف ارائه گردیده است و مشاهده گر با تطبیق خسارت‌های بوجود آمده از زلزله با موارد ذکر شده در جدول، شدت زلزله را تعیین می­کند.

 بزرگای زلزله

---

بمنظور اندازه گیری زمین لرزه و بدست آوردن معیاری برای مقایسه و سنجش زمین لرزه ها، از بزرگای زلزله استفاده می­شود که می­توان آن را با در نظر گرفتن دامنه نوسانات روی نگاشت محاسبه نمود. مقیاسهآی متفاوتی برآی اندازه گیری بزرگآی زلزله وجود دارد. اولین مقیاس بزرگا، توسط چارلز ریشتر در سال ۱۹۳۵ برآی زلزله هآی جنوب کالیفرنیا تعریف شد که بزرگآی محلی یا ML  نامیده می­شود. علاوه بر مقیاس ریشتر، مقیاس‌های مختلف دیگری نیز وجود دارند که هر کدام کاربرد‌های خاص خود را در مهندسی زلزله و زلزله شناسی ایفا می­کنند. هر زلزله فقط و فقط یک بزرگا دارد و بزرگا با فاصله از محل وقوع زلزله تغییر نمی­یابد.

ذکر این نکته ضروری است که بزرگای زلزله، بتن‌هایی نمی­تواند معیاری برای سنجش میزان خرابی در زلزله باشد. همانطور که گفته شد، بزرگای زلزله فقط بر اساس میزان انرژی آزاد شده در زلزله محاسبه می­گردد و عمق و یا سایر پارامتر­ها در محاسبه آن دخیل نمی­باشد. از این رو دو زلزله با بزرگا‌های یکسان، ولی عمق‌های متفاوت میزان خرابی‌های متفاوتی را ببار می­آورند. چرا که با عمیقتر شدن کانون زلزله، امواج لرزه‌ای فاصله بیشتری را تا سطح زمین طی می­کنند که در این فاصله مقداری از انرژی آزاد شده کاهیده شده و از بین می­رود. در قسمت قبل بیان شد که زلزله‌های ایران، اغلب از نوع کم عمق می­باشند، لذا انتظار می­رود میزان خرابی و آسیب ناشی از این زلزله­ها بیشتر باشد.

---

هنگام ملاحظه مصائب، آسیب‌ها و تلفات بسیاری که زلزله‌ها باعث شده اند، بسیار طبیعی است که از خود بپرسیم ایا می‌توان از این وقایع اجتناب کرد و طبیعتاً اگر بتوانیم پیش از وقوع چنین فجایعی در مورد آن‌ها هشدار بدهیم، زندگی‌های بسیاری نجات خواهند یافت.

هنگام ملاحظه مصائب، آسیب‌ها و تلفات بسیاری که زلزله‌ها باعث شده اند، بسیار طبیعی است که از خود بپرسیم آیا می‌توان از این وقایع اجتناب کرد و طبیعتاً اگر بتوانیم پیش از وقوع چنین فجایعی در مورد آن‌ها هشدار بدهیم، زندگی‌های بسیاری نجات خواهند یافت...، اما آیا می‌توان زمین لرزه‌ها را پیش بینی کرد؟

از لحاظ نظری کاملاً واضح است که اگر پارامتر‌های دخیل در تنش‌های پوسته زمین را بدانیم باید بتوانیم زلزله‌ها را پیش بینی کنیم. عقیده عمومی در دهه ۱۹۶۰ و ۱۹۷۰ این بود که با بررسی دقیق سابقه حرکات گسل ها، الگو‌هایی قابل پیش بینی به دست خواهند آمد. علاوه بر این تصور می‌شد که الگو‌های غیرعادی کوتاه مدت رفتار حرکات گسل‌ها پیش از زمین لرزه قابل پیش بینی هستند و لذا می‌توان ساعت‌ها و روز‌ها پیش از وقوع زمین لرزه به مردم اطلاع داد تا نواحی خطرنک را تخلیه کنند. اما امروز کاملاً روشن شده است که پیش بینی وقوع زمین لرزه بسیار پیچیده‌تر از آن است که در ابتدا تصور می‌شد. امروزه می‌دانیم که زلزله‌ها چه از لحاظ زمانی و چه از لحاظ مکانی گه گاهی و پرکنده هستند. به جای تلاش کردن برای پیش بینی اینکه چه هنگامی شهر‌های ما ویران خواهند شد، باید بر اطمینان یافتن از سالم ماندن آن‌ها هنگام بروز زلزله متمرکز شد. یکی از موانع عمده در پیش بینی دقیق زلزله این است که گسل‌ها جدا از هم عمل نمی‌کنند. هنگامی که در یک گسل شکست رخ می‌دهد، تنش حاصل می‌تواند به گسل دیگری منتقل شود و این امر ادامه می‌یابد. تغییر کشش درون پوسته زمین الگو‌هایی با تغییر تدریجی دارد که دانشمندان اطلاع دقیقی از آن ندارند. با این حال تلاش‌ها برای پیش بینی زلزله‌ها همچنان از راه‌های مختلف ادامه پیدا کرده است. این تلاش‌ها در ۲۰ سال گذشته عمدتاً در سه حوزه زیر متمرکز بوده است:

 فرضیه پیش بینی درازمدت

---

 در این حوزه دانشمندان از روش‌ها و رویکرد‌هایی استفاده می‌کنند تا زمان تقریبی وقوع زمین لرزه‌ها را در آینده درازمدت تخمین بزنند. هیچ کدام از این روش‌ها نمی‌توانند لحظه دقیق زمانی یا شدت دقیق زلزله را معین کنند، اما می‌توانند تقریبی از آن‌ها به دست دهند؛ بنابراین اطلاعات مفیدی در اختیار خواهد بود که احتیاط‌های لازم در مواردی مانند مقاوم سازی ساختار بنا‌ها انجام شود. برای مثال اگر به مهندسان گفته شود که ساختمان یا پلی را که طراحی می‌کنند باید بتواند ضربه‌ای حدکثر ۵/۰ گرم در ۵۰ سال آینده تحمل کند، آن‌ها ساختمان را طوری طراحی می‌کنند که این خصوصیت را دارا باشد. در پیش بینی درازمدت زلزله چند مسئله مورد بررسی قرار می‌گیرد.

فاصله بازگشت

---

 این فاصله به ما می‌گوید زلزله‌ها با چه تناوبی در یک گسل معین رخ می‌دهند، و حدکثر حرکات زمین که احتمال دارد در یک ناحیه معین و در یک دوره معین زمانی ایجاد کنند چقدر است. این فاصله با کسب کردن اطلاعات از چند منبع متفاوت به دست می‌آید: سوابق تاریخی زلزله ها، شواهد زمین شناختی (اثراتی که زلزله‌ها به جای می‌گذارند) و شواهد زمین سنجی (میزان کششی که در صخره‌ها به وجود می‌آید). براساس این فرضیه که زلزله‌های بزرگ در فواصل دوره‌های مشابه زمانی رخ می‌دهند، داده‌های حاصل از منابع بالا می‌توانند احتمال زلزله‌های آینده را پیش بینی کنند. با این حال دقت این پیش بینی درازمدت براساس فواصل بازگشت کاملاً محدود است، زیرا وقایع درون یک گسل ممکن است به خاطر به وجود آمدن نیرو‌های جدید از دوره‌ای به دوره‌ای دیگر تفاوت کند.

 پیگیری تغییر شکل‌های زمین

---

یک راه دیگر پیش بینی زلزله‌ها اندازه گیری میزان جابه جایی زمین در طول یک گسل است. براساس همین روش «هری اف راید»، یک زلزله شناس کالیفرنیایی توانست پیش بینی کند که شوک بعدی در گسل سنت آندریاس در کالیفرنیا حدود یکصد سال پس از زلزله بزرگ حاصل از این گسل در سال ۱۹۰۶ به وجود می‌آید. اندازه گیری‌هایی که پیش از این زلزله انجام شده بود نشان داده بود که زمین به طور متوسط ۶۵/۰ متر در هر ده سال تحت کشش و جابه جایی قرار می‌گیرد. راید خاطرنشان کرد از آنجا که حدکثر جابه جایی در طول این گسل در زلزله ۱۹۰۶، ۵/۶ متر بوده است بنابراین احتمالاً نتیجه یک قرن تجمع کشش در زمین است، زلزله‌ای با شدت مشابه زلزله ۱۹۰۶ در این گسل حدوداً ۱۰۰ سال بعد رخ می‌دهد.

امروزه ماهواره‌ها می‌توانند با فراهم آوری اطلاعات موقعیت دقیق (GPS) به زلزله شناسان امکان دهند میزان دقیق تغییر شکل پوسته زمین و محل دقیق آن را تعیین کنند. اندازه گیری‌های مکرر می‌تواند نشان دهد که آیا گسل در حال لغزش هست یا نه؛ بنابراین سرعت جابه جایی و میزان کشش در هر ناحیه گسل را می‌توان شناسایی کرد و پیش بینی‌های بهتری را انجام داد.

 

---

 فرض اصلی در این مورد این است که زلزله‌های بزرگ گرایش دارند که هر بار در مکان مشابهی رخ دهند، اگر نمودار همه زلزله‌های بزرگ روی حد مرز‌های صفحات زمین را داشته باشید، متوجه می‌شوید که آن‌ها قطعات جداگانه مجاوری از یک حد مرز پر می‌کنند. شکاف لرزه‌ای (Seisemic gap) قطعه‌ای است که در آن برای مدتی طولانی زلزله‌ای رخ نداده است، اما سابقه تاریخی یک زمین لرزه در آن ناحیه در گذشته وجود دارد.