می‌افتند که این امر با نظریه زمین‌ساخت صفحه‌ای (پلیت تکتونیک) به اثبات رسیده است (شکل (2–1)). حرکت صفحه‌ها یا به صورت واگرایی61 و ایجاد دره‌های شکافتی62 بوده یا به صورت همگرایی63، برخورد و فرورانش است و یا به صورت جابجایی در طول گسل‌ها و شکاف‌های تکتونیکی صورت می‌گیرند (اسمیت، 1382: 203–201). بنابراین بیشترین ریسک خطر زلزله در دنیا هم در ارتباط با حاشیه برخوردی و یا بازشونده صفحات تکتونیکی است که در شکل (2–2) نمایش داده شده است.

معمولاً گزارش‌های روزانه مربوط به کانون سطحی64 زمین‌لرزه‌ها به همراه عمق کانونی65 از کانون گسیختگی66 و بزرگای67 زلزله‌ها توسط آژانس‌هایی مانند سازمان زمین‌شناسی ایالات متحده آمریکا USGS و یا مرکز بین المللی زلزله‌شناسی ISC بر اساس زمان‌های رسیدن امواج اولیه در ایستگاه‌های لرزه‌ای در سراسر جهان اعلام می‌گردد. کانون گسیختگی زلزله یا هیپوسنتر نقطه‌ای در درون زمین است که امواج از آن منتشر می‌شوند و نقطه‌ای که دقیقاً عمود بر آن کانون در سطح زمین واقع شده است مرکز یا کانون سطحی زلزله نامیده می‌شود. هرچه عمق کانونی یک زلزله کمتر باشد (کمتر از 40–30 کیلومتری عمق زمین)، زلزله خطرسازتر بوده و عامل رها‌سازی انرژی لرزه‌ای بیشتری می‌باشد (اسمیت، 1382: 208). ضمناً انرژی آزاد شده در پیرامون یک کانون گسیختگی در عمق زمین در حجم قابل توجهی منتشر می‌شود و سطح وسیعی را تحت تأثیر قرار می‌دهد به طوری که نمی‌توان زلزله را یک نقطه هندسی فرض کرد. در این میان دقت مکان یابی کانون سطحی بستگی به توزیع ایستگاه‌ها در اطراف کانون سطحی دارد. شناخت دقیق عمق‌های کانونی زمین‌لرزه معمولاً دارای خطا بوده و به همین دلیل گاهی اوقات یک عمق اختیاری ثابت 33 کیلومتری برای تخمین کانون گسیختگی زلزله در نظر گرفته می‌شود (جکسون، 1386). بزرگای زلزله توسط چارلز ریشتر و بر اساس میزان انرژی خارج شده از پوسته زمین پیشنهاد شده است (Richter, 1958) که اندازه گیری آن هم بر مبنای دامنه امواج منتشر شده، تعیین می گردد. بر این اساس بزرگای زلزله تابعی لگاریتمی از بیشینه دامنه موج زلزله می‌باشد که واحد آن را درجه ریشتر می‌گویند. افزایش یک درجه بر بزرگی زمین‌لرزه انرژی آزاد شده توسط آن را حدود 30 برابر افزایش می‌دهد به طوری که زلزله‌ای به بزرگای 8 درجه ریشتر تقریباً یک میلیون برابر انرژی زلزله‌ای با بزرگای 4 درجه ریشتر است (معماریان، 1387: 523). طبق بررسی مهندسان زلزله در ایران بیشینه بزرگی زلزله‌ها حدود 6/7 درجه ریشتر خواهد بود که مقدار کل انرژی رها شده از چنین زلزله‌ای معادل 1022×3/6 ارگ یعنی بیش از 78 برابر انرژی حاصل از بمب اتمی هیروشیما خواهد بود. علاوه بر پارامترهای یاد شده زلزله‌ها را بسته به نوع و میزان تخریبی که در یک نقطه می‌توانند داشته باشند بر اساس یک مقیاس بین المللی به 12 درجه با واحد مرکالی تقسیم می‌کنند که شدت زلزله نامیده می‌شود. طبق بررسی مهندسان زلزله در ایران بیشینه شدت احتمالی برای وقوع زلزله 9 یا 10 مرکالی خواهد بود
(صادقی، 1382: 28–26). امواج زمین‌لرزه به دو گروه امواج داخلی68 (امواج P و S) و امواج سطحی69 (امواج R و L) تقسیم می‌شوند. ضربه اولیه ناشی از زمین‌لرزه نیرویی فشاری70 بر مواد وارد می‌کند که باعث حرکت رفت و برگشتی موج در راستای انتشار آن می‌شود که به آن موج اولیه71 P می‌گویند که در هر محیطی منتشر می‌شوند و بیشترین قدرت آن در زاویه معادل 45 درجه با امتداد گسل‌ها است. اما زمانی که موج اولیه در جهتی غیرعمودی به سطحی آزاد برخورد نماید امواج عرضی72 یا ثانویه73 S ایجاد می‌شوند که به صورت برشی74 و نه فشاری و منحصراً در محیط جامد عمل می‌کنند و بیشینه قدرت آن در جهت عمود بر امتداد گسل‌ها است. امواج بلند سطحی در سطح آزاد یک محیط جامد الاستیک که در مجاورت آب یا هوا قرار گرفته باشد حرکت می‌کنند و طول موج بلند و سرعت کمتری از امواج درونی دارند. گونه‌ای از امواج سطحی را امواج ریلی75 R می‌گویند که در آن امواج به طور قائم در یک مدار بیضوی حرکت می‌کنند و در راستای انتشار بالا و پایین می‌روند. دسته دیگر امواج سطحی، امواج لاو76 L هستند که باعث ارتعاش در عرض حرکت موج شده و هیچ گونه جایه جایی قائمی ندارند. جنبش زمین هم با رسیدن امواج لرزه‌ای به سطح زمین آغاز می‌شود. شدت امواج زمین‌لرزه با دور شدن از کانون زلزله به طور معمول انرژی خود را از دست داده و تضعیف می‌شوند اما دامنه امواج زمین‌لرزه با عمق کانونی ارتباط مستقیم دارد البته در همه این موارد زمین‌شناسی، خاک‌شناسی، هیدرولوژی و توپوگرافی هم از فاکتورهای مهم کنترل کننده محسوب می‌شوند. به طوری که ممکن است شدت زمین‌لرزه در محدوده خاصی از انواع خاک یا سنگ بستر یا تزریق آب تقویت یا تضعیف شود. برای مثال فاکتور تقویت کننده شدت زلزله در خاک‌های نرم و مرطوب در مقایسه با خاک‌های سخت و خشک ممکن است بیشتر باشد (معماریان، 1387: 533–510).

2–3– ادبیات پیش‌بینی اقلیمی زلزله در جهان
زلزله یک فرآیند تجمع تدریجی و سپس تخلیه ناگهانی انرژی در طبیعت است (Weiran et al. 2009). زمین‌لرزه‌شناسان بر این باورند که زلزله‌ها به جز بررسی گسترده آماری در طول چندین دهه قابل پیش یابی و پیش‌بینی نیستند با این حال باید قبول کرد که سیگنال‌ها و نشانگرهای غیر لرزه‌ای بیشماری در مناطق فعال تکتونیکی جهان هم گزارش شده‌اند. همچنین مطالعات نظری و تجرب
ی با استفاده از تکنولوژی‌های جدید سنجش از دور، تغییرات کم‌دوام و ناگهانی نزدیک به زمان وقوع زلزله‌های بزرگ را در لیتوسفر و اتمسفر به عنوان پیش‌نشانگرهای زلزله نشان داده‌اند (Pulinets 2006). دانش پیش‌بینی کوتاه‌مدت زلزله به طور خاص مربوط به مطالعه پیش‌نشانگرهای زلزله است. در واقع پیش‌بینی‌های کوتاه‌مدت بر مبنای مشاهده ناهنجاری‌های کم‌دوام اتمسفری قابل انجام است (Cicerone et al. 2009). این ناهنجاری‌ها کم‌دوام معمولا 7 تا 14 روز قبل از زلزله‌ها مشاهده می‌شوند (Ouzounov and Freund 2004). پیش‌نشانگرهای کوتاه‌مدت زلزله‌ها معمولا ناهنجاری‌های اتمسفری مختلفی را هم شامل می‌شوند. منظور از ناهنجاری، انحراف افزایش یابنده‌ای از مقادیر میانگین اتمسفری در یک زمینه مرجع و در یک بازه زمانی مشخص است (Ouzounov et al. 2007). همزمانی و هم مکانی ناهنجاری‌ها قبل از زلزله‌ها توسط روش‌های مختلفی در زمینه‌های مختلف ژئو اقلیمی ثبت شده‌اند به طوری که در تشریح فرایند‌های منتج به تحریک زلزله‌ها نیز قابل استفاده هستند (Pulinets et al. 2009). چنانکه پیش از این در کلیات تحقیق اشاره شد، جدیدترین پژوهش‌ها در زمینه پیش‌بینی77 کوتاه‌مدت زلزله مربوط به تحقیقاتی است که با تکیه بر داده‌های آماری و گرافیکی سازمان‌های جهانی مثل سازمان ملی هوا و اقیانوس‌شناسی ایالات متحده آمریکا NOAA و سازمان ملی هوا و فضای ایالات متحده آمریکا NASA بروز ناهنجاری برای پارامترهای مختلف اتمسفری را رصد و ارزیابی کرده‌اند. در این دسته از پژوهش‌ها که یکپارچگی بیشتری نسبت به دو گروه پیشین دارند، بررسی‌های سنجش از دور تصاویر ماهواره‌ای هم به کار گرفته می‌شوند. نتایج بررسی ادبیات موضوعی نشان داد که وجود ارتباط بین زلزله‌ها و شرایط اقلیمی همزمان با وقوع آنها در حدود 15 روز پیش و 15 روز پس از لرزه اصلی قابل مشاهده و آزمایش است. در طی این بازه زمانی برخی از داده‌های اتمسفری در مقایسه با میانگین بلند‌مدت آنها در محل مورد بررسی کانون زلزله، دچار ناهنجاری می‌شوند. تغییرات محتوای کل الکترون یونوسفری78، کاهش فشار هوا79، ناهنجاری افزایش تابش موج بلند80 و ناهنجاری افزایش شار گرمای نهان سطحی81 پیش از وقوع زلزله‌های بزرگ به صورت همدید و یکپارچه مورد بررسی پژوهشگران قرار گرفته است(Ouzounov et al. 2005; Pulinets et al. 2006a; Jing et al. 2013). در تحقیقات انجام شده طی سال‌های 2000 تا 2010 دلایل وقوع این پدیده‌ها به صراحت مشخص نشده است
(Ouzounov et al. 2007). اما در پژوهش‌های جدیدتر بعد از 2010 موضوع یونیزاسیون جو در اثر تصاعد گاز رادون و تشکیل اثر محلی گلخانه ای82 همراه با ناهنجاری‌های الکتریکی در رابطه بین لیتوسفر، اتمسفر و یونوسفر عامل این رخدادها شناخته شده‌اند. با استناد به رویکرد دینامیک تبادلات انرژی بین زمین و هوا، جدیدترین تئوری همپیوندی بین اقلیم و زلزله توسط محققان سازمان ملی هوا و فضای آمریکا با عنوان پیوستگی لیتوسفری– اتمسفری– یونوسفری83 مطرح شده است (Pulinets and Ouzounov 2011). به هرحال مطالعه ادبیات مربوط به پیش‌نشانگرهای زلزله نشان داده که تفسیرهای مختلفی درباره روابط برانگیزاننده بین وقوع زلزله‌ها و متغیرهای اتمسفری قابل ارائه است. فرآیندهای مختلفی که ممکن است سهمی در ناهنجاری‌های اتمسفری القاشده از لرزه‌خیزی داشته باشند از قبیل تصاعد گازهای گرم از زمین، پدیده محلی گلخانه‌ای، تخلیه گرمای نهان ناشی از یونیزاسیون هوا و اثرات گرمایی ناشی از تنش‌های القایی اصطکاک و حرکت مواد سیال، مورد توجه بوده‌اند (Tronin et al. 2002; Tramutoli et al. 2005). در این میان اثر یونیزاسیون هوا بر تعدادی از متغیرهای اتمسفری پیش از زلزله‌ها تأیید شده است
(Pulinets et al. 2009). به ویژه در زمانی که یون‌های خالص می‌توانند به عنوان هسته‌های تراکمی برای بخار آب و در نتیجه بارش ناشی از آن عمل کنند (Svensmark et al. 2007). رها‌سازی گرمای نهان در زمان تغییر فاز آب در طی فرآیند تراکمی یاد شده می‌تواند به وسیله تصاعد گاز رادون و سایر گازهای گلخانه‌ای در مناطق گسلی تشدید شود (Toutain and Baubron 1998; Omori et al. 2007). تصاعد گازهای مذکور از پوسته، منجر به تشکیل زنجیره‌ای از فرآیندهای فیزیکی همچون تراکم مولکول‌های آب در پیرامون یون‌ها و رها‌سازی گرمای نهان بعدی به عنوان پیش‌نشانگرهای زلزله می‌شوند
(Prasad et al. 2005; Cervone et al. 2006; Pulinets et al. 2007; Qin et al. 2012). تخلیه گرمای نهان خود به عنوان یک بخش مهم از بودجه انرژی زمین در سال‌های اخیر به عنوان یک پیش‌نشانگر احتمالی پیشنهاد شده است (Zhang et al. 2013). تعدادی از مقالات به طور اولیه تغییرات ناهنجار و بالای مقادیر شار گرمای نهان سطحی و بخار آب پیش از زلزله کولیما در مکزیک و زلزله گجرات در هند را گزارش کرده‌اند (Dey and Singh 2003; Dey et al. 2004). اخیراً “ژانگ” و همکاران (2013) رابطه بلندمدت بین زلزله‌ها و ناهنجاری‌های SLHF را برای 6 زلزله پراکنده در جهان به طور کمّی ارزیابی کرده‌اند (Zhang et al. 2013). از سوی دیگر مطالعات مختلفی، بارش همراه با لرزه‌خیزی را به عنوان پدیده‌های اتمسفری پیش درآمد بر زلزله‌ها گزارش کرده‌اند (Wood and King 1993). پژوهشگران ژاپنی نشان داده‌اند که حدود 50 درصد از زلزله‌های بالای 5/3 درجه ریشتر ژاپن قبل از وقوع با واکنش‌های ناهنجار ناشی از بارش همراه بوده‌اند (Yamauchi 1987). همچنین پژوهشگران، لرزه‌خیزی القایی ناشی از بارش را برای چندین خوشه از زلزله‌های انبوهه در آلمان (Hainzl et al. 2006; Kraft et al. 2006)، فرانسه
(Rigo et al. 2007) و سوئیس (Husen et al. 2007) گزارش کرده‌اند.

2–4– ارتباط پارامترهای اقلیمی با وقوع زلزله
2–4–1– پدیده گلخانه ای
پدیده گلخانه‌ای بر روی کانون سطحی زلزله‌ها وقتی ظاهر می‌شود که گازهای واکنش‌پذیر از سطح زمین شروع به تصاعد می‌کنند (Tronin 2006). فرایندهای مختلفی از قبیل انتشار گاز و تصاعد گازهای گرم در بروز ناهنجاری‌های اتمسفری کم‌دوامی سهیم هستند که منجر به تشکیل پدیده محلی گلخانه‌ای پیش از زلزله‌ها می‌شوند (Hayakawa and Molchanov 2002). اثر گلخانه‌ای درست بر روی گسل‌های فعال و به دلیل وقوع تغییراتی در تجمع و ترکیب اجزای گازی لایه مرزی نزدیک به زمین ظاهر می‌شود
(Liperovsky et al. 2005). افزایش تنش‌های پوسته زمین قبل از یک زلزله بزرگ می‌تواند با گازربایی از سطوح زیرین زمین همراه باشد. به محض