Ottův slovník naučný/Zemětřesení

Ottův slovník naučný
Zemětice	Zemětřesení	Zeměvěda

Údaje o textu
Titulek:	Zemětřesení
Autor:	Cyrill Purkyně
Zdroj:	Ottův slovník naučný. Dvacátýsedmý díl. Praha : J. Otto, 1908. S. 565–571. Dostupné online.
Licence:	PD old 70
Heslo ve Wikipedii: Zemětřesení

Zemětřesení (s 2 tab.). Slovem tím označujeme takové otřesy povrchu zemského, ať jich smysly svými postřehnouti můžeme či nemůžeme, jejichž vznik způsoben byl pohybem v jisté hloubce, odkud se šířil chvěním skrze kůru zemskou a nitro zemské ku povrchu. Vlivy zevní, jako kolísání tlaku vzdušného, přitažlivost slunce a měsíce a j. působí nepřímo, jako příčiny vybavující, na vznik otřesů. Vylučujeme z pojmu z. všechny otřesy, jež byly způsobeny nárazy strojů, střelbou, výbuchy třaskavin a p. Je-li sídlo otřesů pode dnem moří, vznikají otřesy mořské — mořetřesení. Porušením rovnováhy v některém bodě lithosféry vyvolává se periodické střídání energie napětí a pohybu, jež postupuje vlivem pružnosti od částečky k částečce, t. j. vlnivým pohybem se šíří. Tímto podélným vlněním udržuje se země v neustálém pohybu, poněvadž příčiny otřesů v kůře zemské nikdy nepřestávají.

Pohyby kůry zemské dělíme 1. v bradyseismické — pomalé —, jež se jeví pomalým kolísáním niveau povrchu; ony jsou vyvolávány hlavně přitažlivostí slunce a měsíce, kolísáním denní a roční teploty a tlaku vzdušného.

2. Tachyseismické — rychlé — pohyby, jež jsou dvojí: a) mikroseismické, jež nelze tak jako 1. rozpoznati bez přístrojů. Ony vznikají větrem, změnami tlaku vzdušného, nárazem vln mořských, prací strojův atd., anebo předcházejí silnější otřesy zemské; též mohou býti dozvuky velmi vzdálených z., jejichž vlny procházejí veskrze zemí a po jejím povrchu se rozšiřují.

b) Makroseismické pohyby, jež lze rozpoznávati našimi smysly, bez přístrojů; rozšiřují se od nějakého povrchového okrsku — epicentra — kol do kola; rozkládají se ve složku svislou a vodorovnou a ta opět v pravolevou a předozadní. V epicentru, t. j. přímo nad podzemním východiskem otřesů — hypocentrem — jest účinek nejmocnější následkem toho, že tu převládá svislá složka; tyto z dola nahoru působící pohyby zoveme nárazy n. pohyby sukkusorními. Dále od epicentra ubývá účinku složky vertikálné, kdežto od něho vycházející vlnění povrchové stává se citelnějším a citelnějším. Tento pohyb vlnitý č. undulatorní není obdobný s vlněním mořským, nýbrž vzniká z výchvějů pružnosti. Zvláštního krouživého č. rotatorického pohybu zemětřesného není; otočení předmětů kolem svislé osy způsobují jednoduché šikmé neb vodorovné nárazy při vhodné poloze těžiště a když jest tření základen v jednom bodě největší. Ačkoli přístroje zaznamenávají pouze složky na sobě kolmé, jest při z. pohyb jednotlivých bodů na povrchu mnohem složitější; dráhu tu znázorňuje nejlépe model Sekiyův (tab. II.), na němž drátem naznačena ¹/₃ dráhy bodu při z. u Tokia r. 1887; jednotlivé vteřiny jsou označeny čísly. Z modelu je patrno, že pohyb ve směru vodorovném jest značně větší než ve směru svislém.

Zeměpisné rozšíření hlavních okrsků otřesových. I makroseismické otřesy jsou tak hojny, že lze říci, že v každé chvíli na některém místě povrchu zemského jest z., po případě mořský otřes. Z podrobných výzkumů F. de Montessus de Ballore do r. 1900 vyplývá, že jest ročně průměrně 3830 z., t. j. vždy za 2 h. 17 min.; avšak počet otřesů jest najisto větší, uvážíme-li, že mnohé vůbec unikají naší pozornosti. Činnost zemětřesná do r. 1900 na celém povrchu zemském jest patrna z této tabulky:

	Počet seismicky činných oblastí	Počet míst známých jako epicentrum	Počet známých zemětřesení vůbec	Průměrný roční počet určený
	Počet seismicky činných oblastí	Počet míst známých jako epicentrum	Počet známých zemětřesení vůbec	náhodným pozorováním	soustavným pozorováním	strojními záznamy
Pólové oblasti	3	36	149	5^·56	—	—
Evropa	177	5008	61717	84^·62	731^·54	1206^·34
Asie	102	2462	27562	101^·82	631^·83	—
Afrika	38	382	2855	69^·28	—	—
Sev. Amerika	54	1271	16598	67^·43	279^·67	217^·77
Již. Amerika	23	310	8081	21^·16	143^·64	—
Ostrovy Tichého okeánu (Okeánie)	54	1066	14330	0^·45	268^·83	—
Úhrnem	451	10499	131292	350^·32	2055^·51	1421^·11
Úhrnem	451	10499	131292	3829^·94

V mapách možno znázorniti činnost zemětřesnou větších oblastí, když z povrchu oblasti v km², počtu pozorovacích let a počtu pozorovaných z. vypočteme t. zv. seismicitu, t. j. délku v km stran čtverců, v něž dlužno oblast rozděliti tak, aby ročně jednomu čtverci odpovídalo jedno z., předpokládaje, že bylo z. v oblasti časově i plošně rovnoměrně rozšířeno. Evropa: Rakousko-Uhersko má četné a často činné oblasti otřesové, zvláště v Krasu a zemích Alpských. Některé země a oblasti uvádíme podle seismicity: Vorarlbersko (5^·7), Gorice (9^·1), Krajina (10^·0 [Lublaň 1511, 1895, 1897, 1903]), Pusterské údolí (14^·3), Hor. a Dol. Rakousy (17^·8), Tyrolsko (26^·7), Istrie a Bakoňský les (32), Korutany (35^·8 [Beljak, Dobrač 1348]), Štýrsko (33^·4), Banát (38^·0), Chorvatsko (38^·0 [Záhřeb 1880, 1902, Senj 1898]), Salcpursko (42^·4), Morava (134), Halič a Bukovina (190); Čechy participují na z-ch v Rudohoří-Smrčinách (47) a v Krkonoších (24); Slezsko (42), Dalmacie (30), Bosna (55), Hercegovina a Černá Hora (57), Albanie (37), Makedonie (93), Srbsko (199), Bulharsko (294), Rumelie a Thrakie (224); Řecko trpí po Japaně nejvíce z-mi, v l. 1893—98 napočteno 3187 z., r. 1899 dokonce 567; seismicita jest mezi 6^·2 (Iónské ostr.) a 74 (Kyklady). Následuje Italie (Kalabrie!) s 34 otřesy silnými a 695 přístroji zaznamenanými. Na Iberském poloostrově jest nejznámější Lisabon jako jeviště strašného z. (1755, otřesová oblast 700.000 čtv. mil, vlny mořské 13 m vysoké, smrt 32 tisíc lidí), též Malaga a Andalusie jsou pověstné. Dosti četné a silné bývají otřesy ve Švýcarsku: v l. 1880—91 81 z. s 585 nárazy; v Německu jest dosti četná, avšak nepříliš silná činnost zemětřesná; nejchudší jest severoněmecká nížina, bohatší alpské krajiny, nejbohatší Voigtland (Aš a Kraslice v Čechách), kdež v l. 1875—97 napočteno 38 větších z.; na západě jest značně seismické celé údolí Rýna. Ve Francii jsou nejčinnější Přímořské Alpy (15), pak záp. čásť Pyrenejí (26) a krajina mezi Alpami a Rhônou (47), nejméně činné Sevenny (26) jz. a stř. Francie (215). Malá jest činnost zemětřesná v Belgii, Nizozemsku, V. Britannii, větší ve Skandinavii (ročně průměrně 28 z.), nejmenší v Rusku (seism. 280). Asie. Nejhojnější jsou z. na západě, na př. v Malé Asii a jižně Kaspického moře, v Arabii, v krajině mezi hoř. tokem Indu a Gangu, na záp. pobřeží Přední a Zadní Indie, na sopečných ostrovech od Javy do Nové Guineje. Avšak nejvíce na celém světě jest jevištěm zhoubných z. Japan; slabší otřesy jsou tam denním úkazem; katastrofálních z. zaznamenaly dějiny od r. 415 po Kr. 223; v novější době (od 27 let) poskytlo 26 stanic 18.279 seismických pozorování; roční průměr jest 605 z. Z novějších zvlášť uvádíme: z. v provinciích Mino a Ovari r. 1891; 25.000 lidí zabito neb zraněno, 120.000 budov, 45 km železnic, 520 km hrází zničeno. V údolí Neo vznikly v půdě vrásy, propadliny a horizontální pošinutí. Z. mořské r. 1896 zničilo vlnami zvýši 15 m 7600 budov a zabilo 27.000 lidí; vlnění, jež trvalo 16 hodin, bylo patrno ještě u Havai; z. v sev. Honshu, několik provincií zpustošeno, vznikly dvě rozsedliny přes 15 km dlouhé. Afrika jest velmi chuda z-mi, též Australie. V Sev. Americe jsou nejznámější okrsky zemětřesné údolí Mississippské, Ohijské a Kalifornie; z novějších buďtež uvedena: z. v Charlestonu (Již. Karolina) r. 1886 s velikými škodami budov a ztrátami lidských životů; z. v Kalifornii r. 1898, s ohromnými škodami v St. Francisku, s četnými dlouhými rozsedlinami, podél nichž událo se klesání a otřesy. Ve Střední Americe jest zvláště Mexiko dosti bohato z-mi a dále Antilly, vyjma Kubu. Velikým z-m v Guatemale r. 1902 zničeno několik měst, mnoho vesnic; shledány četné propadliny a rozsedliny; po tomto z. následovaly veliké výbuchy sopečné, podobně, jako t. r. po výbuchu sopky Mont Pelé na Martinique. V Již. Americe jsou velmi četná a silná z. zvlástě v Caracasu, v Peru, Chile a celém řetěze And. Zvlášť veliká z. byla: r. 1797 v Riobambě (40.000 lidí zahynulo, obrovské rozsedliny); r. 1812 u Caracasu (zahynulo 10.000 lidí); r. 1835 v Chile (veškeré sopky v činnosti); r. 1868 v Ecuadoru (40.000 lidí usmrceno).

ZEMĚTŘESENÍ.

Délka z. jest velmi proměnlivá. Na př. zhoubné z. u Caracasu (1812) trvalo 3 až 4 sek., jamajské (1692) 3 minuty, lisabonské (1755) 5 min., savojské (1808) 7 týdnů, kanadské (1663) 6 měsíců; z. v Kalabrii (1783) trvalo skoro nepřetržitě 4 roky; jiné dlouhé periody zemětřesné jsou z. mississippské od r. 1811 do 1813, voigtlandské r. 1869—73 a r. 1903. V takových případech, když otřesy po delší čas za sebou následují a když i jejich intensita je proměnlivá, mluvíme o zemětřesných rojích. V obr. 8. (tab. II.) jest graficky znázorněn roj takový pozorovaný u kraslického z. v Čechách v červenci a srpnu 1900. Z. mino-ovariské z r. 1891 mělo do r. 1899 v celku 3482 dodatečných otřesův a to méně a méně až do klidu.

Podle původu dělíme z. na sopečná a tektonická č. dislokační. Jest mnoho z., při nichž pozorován vznik různých rozsedlin a pohyb vrstev podél nich ve směru horizontálném i vertikálném, mnoho jiných, jež objevují se periodicky v krajinách, jimiž procházejí čáry poruchové; dále víme, že v příčinné spojitosti s poruchy vrstevnými jsou zjevy sopečné, jejichž činnost obyčejně předcházejí otřesy. Zvlášť nápadné jest toto spojení rozsáhlé činnosti zemětřesné a sopečné s rozsáhlými zlomy vrstevnými na celém pobřeží Tichého okeánu, asijském i americkém, v jižní Asii a Evropě. Napětí, způsobované smršťováním kůry zemské a zajisté též gravitací, vyrovnávají se rozsáhlými puklinami a pohybem vrstev po rovině jejich; napětí nevyrovnává se vždy rázem, nýbrž postupně, při čemž vždy nastávají větší, menší otřesy, jejichž rozsah povrchový jest závislý hlavně na jejich intensitě, dále na hloubce hypocentra a na rozsáhlosti a tvaru tohoto ohniska zemětřesného. Že jsou hlavní oblasti zemětřesné ve spojitosti s čarami poruchů a vůbec s nejméně uklidněnými částěmi povrchu zemského, jest patrno z mapky v tab. I., ve které naznačena je rozloha i poloha hlavních oblastí zemětřesných, mladých pohoří vrásnatých i největších hlubin mořských a též poloha činných sopek; číslice u písmen A—L znamenají počet velikých z. v l. 1901—05. Oblasti ty jsou: A. Alaska, B. Kordillerská, C. Antillská, D. Andská, E. Japanská, F. Javská, G. Mauritius, H. Sev.-vých. Atlantská, I. Sev.-záp. Atlantská, J. Severo-atlantská, K. Alpsko-Balkánsko-Kavkázsko-Himalájská, L. Antarktická. Podle směru dislokačních ploch vzhledem ke směru pohoří a vrstev, rozeznáváme z. podélná a příčná, po případě i jiná, podle povahy pohybu vrstev. Epicentra četných z. lze spojiti v čáru, t. zv. čáru otřesovou, jejíž souhlasnost s dislokační čarou vrstevnou prozrazují často buď zjevy sopečné nebo výskyt teplých pramenů, jak dokazuje »thermální čára« v Dol. Rakousích; kde čára ta protíná se s jinou čarou otřesovou, jsou prameny nejteplejší a z. nejčetnější (Víd. N. Město).

Není posud přesných method, jimiž by bylo lze vyšetřiti hloubku hypocentra; všeobecně lze pokládati za správné věty: 1. Z. velmi mocných účinků na povrchu, avšak malého obvodu působnosti, mají hypocentrum v malé hloubce; 2. z. slabých účinků, avšak velikého obvodu působnosti, mají hypocentrum ve značné hloubce. Jest přirozeno, že ohnisko zemětřesné nemůže býti pouhým bodem, nýbrž že jest lineárné nebo plošné. Veliká puklina Midorská v údolí Neo v Japaně, jež jest východiskem z. Mino-Ovariského, jest 100 km dlouhá čára, nebo, lépe řečeno, asi 10.000 km² veliká dislokační plocha; rozsedlina Jacintská v již. Kalifornii jest východiskem velikého z. v San Francisku r. 1898 i pozdějšího, nepovšimnutého a z morfologických změn povrchu objeveného z. u San Jacinta r. 1899 (Jiří Daneš ve »Sbor. č. spol. zeměvědné«, »Mitteil. d. k. k. geogr. Ges.«, 1907).

Z. tektonická působí do veliké dálky, i přes polovinu zeměkoule, z. sopečná i taková, jež vznikají sřícením vrstev do dutin v kůře zemské (na př. některá v Krasu), mají okrsek otřesový mnohem menší, lokální.

Z. sopečná. Jen v krajinách sopečných jest na snadě domněnka o sopečné příčině z. Jest možno, že některá lokální z. vznikají přímo nárazem magmatu a plynů sopečných, jest však nepochybno, že otřesy kůry zemské činnost sopek se vybavuje a že zase naopak soptěním uvolňuje se napětí v lithosféře, čímž vulkanismus stává se jen nepřímo příčinou z.

Otřesy mořské — mořetřesení mají původ ve dně mořském. Jest nesnadno rozhodnouti, kdy jsou bezprostřední příčinou otřesů mořských z. podmořská či vulkanická činnost. Jako na pevnině, jsou i na hladině okeánův oblasti, v nichž otřesy periodicky se opakují (mapka v tab. I.). Otřesy na moři jeví se zvláštními, často velmi prudkými nárazy na lodi, při čemž často hladina zůstává klidnou; jindy vzniká pohyb podobný vařící se vodě, anebo vystřeluje se z hladiny vysoký sloup vodní. Je-li mořetřesení blízko pevniny, jest přirozeno, že otřesy dna sdělují se i s pevninou. Jest zjištěno, že jest příčinou největších mořetřesení vždy činnost sopečná; otřesy vznikají tu podmořskými výbuchy, jež mimo zvlnění hladiny jeví se v podobě silného oteplení vody a vzniku sopečných ostrovů; toho původu bylo nejspíše obrovské vlnění, jež r. 1868 od Ariky v Peru prošlo celým Tichým okeánem. Jiné obrovské vlnění, jež způsobilo příboj na březích Javy a Sumatry, jímž usmrceno 40.000 lidí, způsobil výbuch sopky Krakatau r. 1885. Vlny dosáhly výše až 30 m a byly ucítěny ve všech okeánech. Mořetřesení tektonická vznikají uvolňováním napětí v podmořských částech lithosféry, podél jistých čar dislokačních.

Ke zjevům seismickým náleží též podzemní detonace a různé jiné zvuky, samotné neb otřesy doprovázené. V Čechách popsal J. N. Woldřich detonaci u Mělníka r. 1898 a J. Knett detonaci v Doupovském pohoří r. 1899.

Zemětřesné vlny a jejich účinky. Od hypocentra šíří se vlny excentricky (obr. 4. na tab. II.), a to ke středu zemskému rychleji, poněvadž s hustotou přibývá i pružnosti. Paprsky nárazové, jež představují směr pohybu, vycházející ze středu, nejsou přímky, nýbrž kuželosečky, jejichž tvar je závislý na indexu lomu v proběhnutých vrstvách nestejné hustoty. (Obr. 4.) Paprsky, jež vycházejí z hypocentra k epicentru, působí na povrchu nejmocněji. Vymršťují do výše vše, co není upevněno, domy ze základů, suť horskou z povrchu atd. Kolem epicentra vystupují paprsky v úhlech emergenčních (= úhel, jejž svírá paprsek s povrchem) menších a menších; tím vzrůstá složka horizontální. Na povrchu šíří se od epicentra pohyb vlnivý (obr. 4.). Nárazy a jejich směr jeví se v trhlinách zdí, ve směru poražených předmětů, kývání lamp, obrazů (když má stěna příbližně směr nárazu); při některých z-ch jest vlnění povrchu zvláště patrné, je-li na př. stromořadí ve směru jeho poloměru. Čeho si máme všímati při místním pozorování bez přístrojů, ukazují nejlépe dotazníky, z nichž nejpodrobnější je švýcarský Heimův, nejkratší německý podle G. Gerlanda; A. Belar v Lublani navrhuje tento: 1. Kde pozorováno z.? ... Okres ...? 2. Den ... měsíc ... rok ...? 3. V kolik hodin začátek otřesu? 4. Jak dlouho trval otřes? 5. Stupeň přesnosti udání času. 6. Jak byl čas (místní či středoevropský čas?) kontrolován? 7. Účinky z.? 8. Opakování otřesů? 9. Povaha pohybu (vlnivý či nárazový)? 10. Směr prvního nárazu? Následujícího? 11. Jakého druhu zvuk? 12. Povaha půdy pozorovacího místa? 13. Pozorování na jezerech, řekách, potocích, pramenech? 14. Změna teploty teplých pramenů? 15. Poruchy na magnetce neb telegrafní linii? 16. Pozorování na přístrojích? 17. Jméno a stav pozorovatelův? De Rossi-Forelova stupnice intensity z. začíná se mikroseismickými pohyby (I. stupeň) a končí se nejprudšími zhoubnými otřesy (X. st.).

Na obr. 3. (tab. II.) jsou opět naznačeny vlny zemské (v), dále paprsky nárazové (s); v průsečících vln s povrchem zemským jsou rýsovány kolmice a na tyto naneseny délky 1, 2, 3 atd. jako míry časové, jichž z. potřebovalo od epicentra k jednotlivým bodům. Spojením bodů takto získaných obdržíme křivku HAH’, t. j. hodograf (A. Schmidt) z. Jest to křivka se 2 obratovými body (t. zv. konchoida); od epicentra stoupá s počátku velmi málo, čímž svědčí o veliké rychlosti, pak rychle vystupuje, svědčíc o malé rychlosti šíření z. Od obratových bodů P a P’ zase se snižuje a blíží se horizontále: rychlost vzrůstá do nekonečna. Nárazové paprsky, jež vycházejí z hypocentra (c) vodorovně, dostihují povrchu v L, t. j. v bodu, jenž jest v kolmici s bodu P na x y spuštěné. Jest tedy kruh o poloměru AL vnitřní pole otřesové, na němž povrchové rychlosti od středu ubývá; za L následuje prsten, v němž zase vzrůstá do nekonečna. Velmi důležitý jest vztah mezi AL a AC. Hypocentrum musí ležeti tím hlouběji, čím větší jest vnitřní pole otřesové, avšak vzdálenost jeho od epicentra je vždy menší než poloměr AL.

Homoseisty jsou křivky, jež na mapě spojují místa současných otřesů (obr. 2. v tab. II.); z nich sestavený profil jest hodograf. Isoseisty spojují místa stejných otřesů, nejvniternější zove se pleistoseista; isoseisty liší se značně od homoseist. Mají-li homoseisty přibližně tvar kružnice, jest z. centrální; šíří-li se pohyb od střední přímky na obě strany, mají homoseisty tvar ellipsy a z. jest axiální; má-li ellipsa tvar velmi protáhlý, jest z. lineární, a laterální jest, když od protáhlého východiště děje se pohyb převážně na jedné straně.

Rychlost šíření z. Vlny vycházející z hypocentra šíři se zemí a povrchem zemským; při tom můžeme rozeznávati tři různé druhy rychlostí:

c₁ = rychlost vln v hypocentru;

c = pravá rychlost vln na povrchu země, t. j. ona čásť paprsku nárazového, kterou vlna proběhne v 1 minutě;

v = zdánlivá povrchová rychlost, t. j. vzdálenost mezi homoseistami dvou po sobě následujících minut.

Rychlost šíření vln jest velmi proměnlivá; jest větší v horninách hutnějších, pevných, souvislých a ve směru vrstevném než v horninách méně hutných, nesouvislých, prostoupených puklinami a dislokacemi a napříč vrstevnatosti. Zdánlivá rychlost povrchová jest nejméně tak veliká jako rychlost v hypocentru, na níž je závislá. Pravá rychlost vypočítává se podle vzorce ${\begin{smallmatrix}c={\sqrt {\frac {u_{1}^{\ 2}-u_{2}^{\ 2}}{t_{1}^{\ 2}-t_{2}^{\ 2}}}}\end{smallmatrix}}$ , kde u₁ a u₂ jsou sférické vzdálenosti dvou pozorovacích míst od epicentra, t₁ a t₂ příslušné doby, kdy vlny otřesové tam došly. Pro výpočet zdánlivé rychlostí užívá se vzorce ${\begin{smallmatrix}v={\frac {u_{1}-u_{2}}{t_{1}-t_{2}}}\end{smallmatrix}}$ . Na základě výpočtů a zkušenosti japanských seismologů jest u blízkých z. průměrná rychlost v = 3^·38 ± 0^·05 km ve vteřině.

Stupeň intensity	Znak	Největší zrychlení v mm pro sek., pro sek.
I	Jen přístroji poznatelná	méně než 2^·5
II	Velmi slabá	2^·5	— 5^·0
III	Slabá	5	— 10
IV	Mírně citelná	10	— 25
V	Dosti silná	25	— 50
VI	Silná	50	— 100
VII	Velmi silná	100	— 250
VIII	Bořivá	250	— 500
IX	Pustošivá	500	— 1000
X	Ničivá	1000	— 2500
XI	Katastrofa	2500	— 5000
XII	Veliké neštěstí	5000	— 10000

Síla č. intensita z. jest měřitelná pouze přístroji, seismografy; pro povrchní určení užívá se empirické stupnice Rossi-Forelovy neb se zvláštním zřením k záznamům strojním zlepšené Forel-Mercallisovy (dol. tab.).

»Největší zrychlení« jest zde rychlost chvění u obou krajních poloh kmitajících částeček zemních.

Krajiny, jež jsou stiženy místním z-m, jsou »primární č. autoseistní oblasti«; krajiny, u nichž pocítěny jsou účinky hypocentra mimo ně ležícího, jsou »sekundární č. heteroseistní oblasti«; jest však známo, že okruh nejsilnějších otřesů — pleistoseistní okruh — nekryje se vždy s epicentrem.

Vzhledem k rozsahu z. rozeznává Forel pět seismických tříd:

I.	tř.	Průměr	otřeseného	okrsku	menší 5	km,
II.	»	»	»	»	5–50	»
III.	»	»	»	»	50–100	»
IV.	»	»	»	»	150–500	»
V.	»	»	»	»	přes 500	»

Je-li J stupeň intensity, E číslo seismické třídy, n n’ n’’ počet slabých, středních a silných nárazů, jest pak podle Forela číselná hodnota výrazu W = J x E + n + 2n’ + 3n’’ seismický výraz z.

K účelu přesného a současného určení počáteční doby, délky trvání jednotlivých fasí i celého z. atd. užívá se přístrojů seismických, jichž je známo přes 200 a jež dělíme

1. v seismoskopy, jimiž se zaznamenává z. vůbec a jeho počátek,

2. v seismometry, jež mimo čas registrují velikost a počet výchvějův a pokud možno směr; dělí se v seismometry pro pohyb horizontální a vertikální;

3. v mareografy, jež slouží pozorování vln mořetřesných.

Seismometry zařizují se tak, že mohou graficky znamenati tři složky pohybu zemětřesného, svislou a dvě k sobě kolmé vodorovné. Ze záznamů těchto přístrojů, t. zv. diagrammů zemětřesných, vyčítáme u místních z. především počáteční doby otřesové a největší zrychlení a tím i absolutní intensitu z. Dále nám oznamují z. vzdálená, počáteční dobu jejich jednotlivých fasí u epicentra i v místě seismometru. Tím dávají možnost určovati rychlost šířeni jednotlivých druhů vln, jakož i za jistých okolností intensitu.

Všeobecně jest potřebno získati mezi pohyblivými částmi hmotu nepohyblivou a jest pak jednostejné, zda píše klidné kyvadlo na pohybující se zem, či tato na nepohyblivou hmotu. Výborně se hodí k zaznamenávání z. kyvadlo horizontální i vertikální. Z nejčastěji užívaných seismografů zobrazeny jsou dva na tab. II., zde jejich stručný popis. 1. Universální mikroseismograf Vicentiniův. Zobrazena jest čásť pro registrování obou složek horizontálních; pro složku vertikální jest zařízen na pružné pero. V nosiči T₁ jest na ocelovém 1^·5 mm drátě D zavěšeno kyvadlo P zdéli 1^·5 m, jehož tělo M se skládá z olověných kotoučů; celé kyvadlo váží 100 kg. Na zpodu těla kyvadlového jest na zpružině zavěšena velmi lehká páka l, jejíž kratší hrot b leží ve skleněném kloboučku nosiče T₂; dolní hrot c objímají vidlicovitá ramena dvou jehel N, z nichž jedna je lomena v pravém úhle a obě mohou kolem čepů v se otáčeti ve vodorovné rovině. Jehly jsou zakončeny skleněnými vlákny, jejichž zaoblené konce zlehka spočívají na začazeném páse papírovém L, jímž lze na dvou válcích pomocí hodinového stroje pohybovati. Pákou l a jehlami N dosahuje se zvětšení pohybu skoro stonásobného a všechny pohyby páky l se rozkládají ve dvě složky, na sobě sice kolmé, jejichž diagrammy však na papíru L jsou rovnoběžné. Při pomalých otřesech zemských, vyvolaných na př. vzdáleným z-m, kyvadlo sleduje pohyby, jež se mu pilířem sdělují, a obě jehly pohyby ty rýsují na pruhu papírovém, jenž se posunuje rychlostí 5 mm v minutě. Při krátkých otřesech kyvadlo pro svoji setrvačnost zůstává v klidu a svislá páka l, jež jest nesena nosičem T₂, počne sdělovati pohyb pilíře jehlám. Pohyb papíru možno zaříditi tak, že při počátku otřesu počne se pohybovati rychleji, tak že vzniknou diagrammy zřetelnější.

2. Astatický kyvadlový seismometr podle Wiecherta. Jeho princip je patrný z obr. 6. na tab. II., kdež pro jednoduchost znázorněno jeho zařízení pro jedinou horizontální složku, kdežto ve skutečnosti registruje dvě složky na sobě kolmé. Na desce D stojí v čípku o železné kyvadlo K s tělem KT, jehož váha je 1100 kg a jež udržuje v rovnováze několik párů zpružin. Na tyč kyvadlovou, jež prochází deskou stolní s, přiléhá tyčinka t, jež je spojena se stabilisační tyčí st. Tato jest nesena párem horizontálních zpružin p upevněných na tyči t₁; v bodě v jest tyč st spojena jednak s tlumicím bubnem B (zařízení sloužící k potlačení vlastních výchvějů kyvadla), jednak ojnicí oj s krátkým ramenem r₁, pevně spojeným s ramenem r₂, jež oba se otáčejí kolem osy o; rameno r₂ pohybuje psacím ramenem pr, na jehož konci jest skleněné psací vlákno c, jež se dotýká pásu začazeného papíru na dvou válcích k. Pás papírový, zdéli 90 cm, jest slepen a válce posunují se během otáčení ve směru svých os tak, že čára diagrammu má podobu šroubovice. Pohyb zemský, sdělený stolu s, zvětšuje se, než dospěl k c, 250krát. Čas v diagrammech znamená se tak, že psací rameno elektromagnetem vždy za 1 minutu se nadzvedne na 2 vteřiny, neb za 1 hodinu na 15 vteřin; jsou však i jiné způsoby.

U jiných přístrojů diagrammy vytvořují se cestou fotografickou.

Seismoskopy jsou ponejvíce zařízeny tak, že nárazem poruší se rovnováha vratkého tělesa a tím zastaví se hodiny a zároveň uvede v činnost zvonítko, anebo za současného zazvonění fotografuje se ciferník hodin automaticky.

Z diagrammů seismometrů, zvláště když byly náležitě zvětšeny, lze poznati, zda bylo z. místní (epicentrální), blízké či vzdálené. Z. epicentrální skládají se z nárazů, z nichž každý začíná hned největším výchvějem a pak nenáhle ochabuje (A v obr. 9, tab II.) Z. blízké, o vzdálenosti epicentrální 10—500 km, má slabou předehru, pak hlavní výchvěje, jež několikrát zaškrcovaně ochabují (B v obr. 9.). Z. vzdálené, mající epicentrum více než 500 m vzdálené, ukazuje mikroseismogramm (C v obr. 9), jejž lze (F. Omori) rozčleniti podle obrazce 10. takto:

I.	Předehra otřesová, jež se skládá obyčejně ze dvou oddílů, jejichž amplituda i perioda jsou různé (I₁, I₂).
II.	Hlavní otřes.
	II₁ úvodní fase, složená z několika vlnění velmi pomalých;
	II₂ pomalá fase, jejíž pomalé vlny mají periodu poněkud kratší než předešlé;
	II₃ rychlejší fase, jež se skládá z výchvějů o periodě mnohem rychlejší.
	Následují pak často fase II₄, II₅ atd. s menší amplitudou.
III.	Dohra otřesová skládá se podle V. Lásky též z několika fasí, v nichž jeví se odumírání pohybu zemětřesného.

Diagrammy pohybů svislých jeví amplitudy menší, avšak obraz v celku shodný s předešlými. Jako hlavní rozdíl se uvádí, že předehra otřesová svislé složky jest mnohem silnější a že se dostavuje o několik minut dříve než horizontální.

Pro maxima amplitud (t. j. součet oboustraných odchylek od polohy klidu) jednotlivých fásí odvozena tato průměrná čísla:

	I₁	I₂	II₁	II₂	II₃	II₄	II₅	II₆
	0^·24	1^·35	1^·32	4^·36	2^·93	2^·02	1^·35	1^·03	mm
pro střední trvání jednotl. fasí	9^m 43^s	9^m 13^s	2^m 55^s	4^m 48^s	8^m 50^s	9^m 11^s	9^m 11^s	8^m 83^s	.

Složení diagrammů zemětřesných vysvětluje obr. 4. na tab. II. Paprsky otřesové, procházející přímo zemi (1), dosahují povrchu nejdříve a způsobují u z. blízkých a vzdálených předehry; další fase předehry způsobují později dospívající paprsky reflektované (2) a otřes hlavní vzniká konečně, když přibylo vlnění povrchové (3).

Rychlost šíření povrchových vln vzdálených z. jest značná, 3—14 km/sec.; délka vln těch jest 50—100 a více km.

PŘEHLED HLAVNÍCH OBLASTÍ OTŘESOVÝCH.

Vedle pohybů dosavadních citlivé seismometry zaznamenávají i takové, jejichž příčina jest mimo zemi, jež tedy k pravým z-m nepočítáme. Poněvadž však jsou po případě s to, aby uvolnily napětí kůry zemské, bývají nazývány »uvolňovacími příčinami« makroseismických z. Jsou to oscillace povrchu vyvolávané větrem a změnami tlaku vzdušného, a pulsace, jejichž příčina není posud nalezena. Dále jsou »bradyseismické pohyby« čili »kolísání olovnice«, jejichž příčina jest nejspíše hlavně v přitažlivosti slunce a měsíce.

Jest velmi důležito, určiti polohu epicentra. Nejstarší způsob určení epicentra blízkého z. je grafický. Jsou-li homoseisty kruhovité, rýsují se dvě tětivy, spojující tři místa pozorovací; kolmice v jejich středu rýsované protínají se v epicentru. Je-li tětiv a kolmic více, neprotínají se vždy v jediném bodě, pak jest epicentrum pravděpodobně v mnohoúhelníku, jejž kolmice vytvořují. Máme-li přístrojová pozorování alespoň ze tří míst, můžeme epicentrum určiti z empirické rovnice:

x km = 7^·27 y sek + 38 km,

ve které jest x vzdálenost epicentra od místa pozorovacího, y doba (v sek.) celé předehry otřesové. Když jsme takto vypočítali x tří vzdálenějších stanic, opíšeme z nich na příslušné mapě poloměrem příslušných x kružnice, jež se protnou blíže bodu, jenž jest epicentrum.

Epicentrum z. vzdálených. Ze 17 japanských z. uvádíme tyto příklady:

Zemětřesení číslo	Doba celé předehy y	Skutečné x	Vypočítané x
1	37	288	307
2	14	140	140
8	54	400	431
11	112	833	852
10	122	900	926

Pro určení epicentra vzdáleného z. odvodil Václ. Láska velmi jednoduché vzorce. Je-li v₁ čas v min. počátku prvního otřesu (I₁), v₂ čas počátku druhé fase předehry otřesové (I₂) a B čas počátku hlavních velikých vln seismografu, a je-li Δ sférická vzdálenost v megametrech (= 1000 km), platí:

1 + Δ = v₂ − v₁ a
3Δ = B − v₁.

Správnost tohoto »Láskova pravidla« dokázal H. Benndorf četnými příklady; lze je vysloviti jednoduše takto:

1. Trvání prvního předchozího otřesu (I. fase předehry) v minutách, méně 1, jest vzdálenost epicentra v megametrech.

2. Trvání všech předchozích otřesů (celé předehry) v min., méně 1, jest trojnásobek vzdálenosti epicentra v megametrech.

Podle V. Lásky mají z. při vzdálenosti epicentra pod 500 km vždy jen jednu fasi předchozí.

Několik příkladů ze mnoha:

v₂ − v₁		Δ vypočítané		Δ pozorované
7^·6	min	6600	km	6100	km
5^·8	»	4800	»	4800	»
10^·3	»	9300	»	9200	»
9^·9	»	8900	»	8900	»
10^·6	»	9600	»	9580	»

Zkoumání z., seismologie, vzmáhá se víc a více; zakládají se pozorovací stanice s přesnými přístroji, zakládají se katalogy z. a vydávají odborné zprávy, a to ovšem hlavně v zemích, jež nejčastěji z-mi trpí. V naší říši jest při cís. akademii věd ve Vídni od r. 1895 zvláštní kommisse pro z., jež má referenty ve všech zemích; vydává »Mitteilungen der Erdbebenkommission der Kaiserl. Akademie der Wissenschaften in Wien«, stanice v Lublani vydává »Die Erdbebenwarte« a »Neueste Erdbebennachrichten«.

Počet seismických stanic r. 1904 s nejméně jedním seismografem: Amerika 13, Afrika 4, Australie 7, Belgie 5, Německo 8, Anglie 7, Řecko 1, Italie 13, Portugalsko 1, Rakousko-Uhry-Bosna 17 (stanice: Záhřeb, Pešť, Rjeka, Kalocsa, Kremsmünster, Lublaň, Lvov, Ó Gyalla, Pětikostelí, Pulje, Příbram [již zrušena], Šaryšský Potok, Sigišov, Sarajevo, Temešvár, Terst, Vídeň), Rumunsko 1, Srbsko 1, Španělsko 1, Rusko celé 16, Indie 5, Ceylon 1, Java 1, Sumatra 1, Filipiny 1, Japan 4.

Mezinárodní seismologické konference konány byly v l. 1901 a 1903 ve Štrasburce. Jejich hlavním výsledkem jest zřízení organisace mezinárodního výzkumu seismologického.

Literatura: Siegm. Günther, Handbuch der Geophysik se seznamem literatury do r. 1897; A. Supan, Grundzüge der physischen Erdkunde (Lip., 1908, se sezn. literatury); A. v. Lasaulx, Die Erdbeben (v Kenngotově Handwörterbuch der Miner., Geol. und Pal., 1882); R. Hoernes, Erdbebenkunde (Lip., 1893); J. Milne, Seismology (Lond., 1898); J. V. Mušketov, Fysičeskaja geografija (1891); V. Láska, Ziele und Resultate der modernen Erdforschung. I. Die Erdbeben (v 48. sv. »Natur und Offenbarung«, Münster, 1902); C. Rudolph, Ueber submarine Erdbeben und Eruptionen (v Gerlandových Beiträge zur Geophysik, 1887, 1895, 1898; tam též mnoho jiných prací seismologických); W. Schlüter, Schwingungsart und Weg der Erdbebenwellen (t., 1903); R. Ehlert, Zusammenstellung, Erläuterung und kritische Beurteilung der wichtigsten Seismometer mit besonderer Berücksichtigung ihrer praktischen Verwendbarkeit (t., 1897); W. Branco, Wirkungen und Ursachen der Erdbeben (Berl., 1902); C. E. Dutton, Earthquakes in the ligth of the new-seismology (Lond., 1904); Aug. Sieberg, Handbuch der Erdbebenkunde (Brunšvik, 1904); V. Láska, Ueber die Berechnung der Fernbeben (ve Zprávách cís. akad. ve Vídni, 1903) atd., atd. Pě.