Coretan Pertama Tugas AkhirSecara umum membahas mengenai aktivitas kegempaan (seismik) pada gunung api.

Materi :1. Transient volcano-seismic signals

1.1. Volcanic-Tectonic events (deep and shallow)Deep (below about 2 km) Volcanic-Tectonic events (VT-A) manifest themselves by the clear onsets of P- and S-wave arrivals and their high frequency content (> 5Hz). This leads also to the class name high-frequency event (HF) (Fig.1)Dalam (bawah sekitar 2 km) Volcanic-tektonik peristiwa (VT-A) menampakkan diri dengan onsets jelas P dan kedatangan S-gelombang dan frekuensi konten tinggi (> 5Hz). Hal ini menyebabkan juga untuk acara-frekuensi tinggi nama kelas (HF) (Gambar 1).

VT-A acara jenis tercatat Mt. Merapi, Indonesia. The P dan S-gelombang kedatangan impulsif jelas terlihat dalam sinyal ini, serta konten-frekuensi tinggi dan durasi sinyal pendek. Kode warna tertentu,

mewakili normalisasi amplitudo spektral density, berlaku untuk semua gambar berikut.The name of this event type implies a well known source mechanism, namely a common shear failure caused by stress buildup and resulting in slip on a fault plane similar to a tectonic earthquake source. The only difference from the latter is the frequent occurrence of swarms of VT events which do not follow the usual main-after-shock distribution (McNutt, 2000a). An earthquake swarm is a sequence where the largest events are similar in size and not necessarily at the beginning of the sequence. The high frequencies and the impulsiveness of the P-

and S-wave arrivals seem to be caused by low scattering due to the short travel path through high scattering regions and low attenuation.Nama dari jenis acara ini menyiratkan mekanisme sumber terkenal, yaitu kegagalan geser yang disebabkan oleh stres penumpukan dan mengakibatkan slip pada pesawat kesalahan serupa dengan sumber gempa tektonik. Satu-satunya perbedaan dari yang terakhir adalah sering terjadinya kawanan peristiwa VT yang tidak mengikuti biasa main-setelah-shock distribusi (McNutt, 2000a). Sebuah kawanan gempa adalah urutan di mana peristiwa terbesar yang serupa dalam ukuran dan tidak harus di awal urutan. Frekuensi tinggi dan impulsif dari P dan kedatangan S-gelombang tampaknya disebabkan oleh hamburan rendah karena jalur perjalanan singkat melalui daerah hamburan tinggi dan atenuasi rendah.In contrast, shallow (above about 1-2 km)Volcanic-Tectonic events (VT-B) show much more emergent P-wave onsets and sometimes it is even impossible to detect any clear S-wave arrival (see Fig. 13.2). The spectral bands are shifted to lower frequencies (1-5 Hz). Both observations are thought to be caused by a more shallow hypocenter location and therefore a larger amount of scattering during wave propagation, especially of higher frequencies. While the depth distribution deviates significantly from that of VT-A events, the source mechanism may still consist mainly of a simple double-couple source.Sebaliknya, dangkal (di atas sekitar 1-2 km) Volcanic-tektonik peristiwa (VT-B) menunjukkan lebih muncul onsets P-gelombang dan kadang-kadang bahkan tidak mungkin untuk mendeteksi kedatangan S-gelombang yang jelas (lihat Gambar. 13.2). Band spektral yang bergeser ke frekuensi yang lebih rendah (1-5 Hz). Kedua pengamatan diduga disebabkan oleh lokasi hiposenter lebih dangkal dan karena jumlah yang lebih besar dari hamburan selama perambatan gelombang, terutama dari frekuensi yang lebih tinggi. Sementara distribusi kedalaman menyimpang secara signifikan dari peristiwa VT-A, mekanisme sumber mungkin masih terutama terdiri dari dua pasangan sederhana sumber.

a) contoh khas dari acara jenis VT-B direkam selama fase aktivitas tinggi diMt. Merapi. Perhatikan bahwa konten frekuensi keseluruhan terutama antara 1 - 10 Hz dengan

frekuensi dominan di sekitar 3 Hz.b) diperbesar keluar versi peristiwa yang sama dalam tiga komponen. Sedangkan kedatangan P-gelombang terlihat jelas, tidak ada kedatangan S-gelombang yang jelas dapat dilihat. Lingkaran

menandai wavelet yang memiliki perkiraan waktu tempuh S-gelombang untuk memperkirakan lokasi sumber.

Recently, detailed studies showed that the sources of some VT events deviate significantly from that of a pure shear failure, but show some similarities with the later described Low Frequency events. Several papers on the inversion of the seismic moment tensor showed a significant contribution of non double-couple parts (Dahm and Brandsdottir, 1997; Saraò et al., 2001).Baru-baru ini, studi rinci menunjukkan bahwa sumber dari beberapa peristiwa VT menyimpang secara signifikan dari kegagalan geser murni, tetapi menunjukkan beberapa kesamaan dengan kemudian dijelaskan Rendah Frekuensi kejadian. Beberapa makalah pada inversi saat tensor seismik menunjukkan kontribusi yang signifikan dari bagian ganda pasangan non (Dahm dan Brandsdottir, 1997; Sarao et al., 2001).

1.2. Low-Frequency eventsLow-Frequency events (LF or Long Period - LP) show no S-wave arrivals and a very emergent signal onset (see Fig. 13.3). The frequency content is mostly

restricted in a narrow band between 1-3 Hz. The LF sources are often situated in the shallow part of the volcano (<2 km). Locations are deduced mainly by amplitude distance curves, from the rare hypocentral determinations using clear first onset recordings, and recently by semblance location techniques from particle motions recorded on a broad-band seismometer network (Kawakatsu et al., 2000). Some volcanoes (e.g., Kilauea) are known to produce deep (30-40 km) LF events (Aki and Koyanagi,1981; Shaw and Chouet, 1991).Low-Frekuensi kejadian (Periode LF atau panjang - LP) tidak menunjukkan kedatangan S-gelombang dan onset sinyal yang sangat muncul (lihat Gambar 13.3.). Isi frekuensi sebagian besar dibatasi di kisaran sempit antara 1-3 Hz. Sumber LF sering terletak di bagian dangkal gunung berapi (<2 km). Lokasi yang disimpulkan terutama oleh kurva jarak amplitudo, dari penentuan hypocentral jarang menggunakan jelas pertama rekaman onset, dan baru-baru dengan teknik lokasi kemiripan dari gerakan partikel direkam pada jaringan seismometer yang luas-band (Kawakatsu et al., 2000). Beberapa gunung berapi (misalnya, Kilauea) dikenal untuk menghasilkan yang mendalam (30-40 km) peristiwa LF (Aki dan Koyanagi, 1981; Shaw dan Chouet, 1991).

a) Contoh dari kelompok LF-gelombang tercatat Mt. Merapi. Jelas frekuensi dominan sekitar 1 Hz.b) menunjukkan contoh acara LF tercatat di dua lokasi yang berbeda yang terletak di Redoubt gunung berapi, Alaska (courtesy of S. McNutt, Alaska Volcano Observatory, AVO). Poros berbentuk sinyal

ini juga dikenal sebagai Tornillo.

The associated source models range from an opening and resonating crack when the magma is ascending towards the surface (Chouet, 1996a) to existence of pressure transients within the fluid-gas mixture causing resonance phenomena within the magma itself (Seidl et al., 1981). Both models are able to explain a large part of the observed features in the spectral domain. Recently a pure crack model was developed which also considers the influence of the fluid properties. Recent numerical simulations show that the resonance effect and the overall shape of the seismograms and their frequency content may also be explained by fluid-solid contact and the excitation of multiple reflected borehole waves (Neuberg et al., 2000).Model sumber yang terkait mulai dari pembukaan dan beresonansi retak ketika magma yang naik ke permukaan (Chouet, 1996a) untuk adanya transien tekanan dalam campuran cairan-gas yang menyebabkan fenomena resonansi dalam magma itu sendiri (Seidl et al., 1981) . Kedua model mampu menjelaskan sebagian besar fitur yang diamati dalam domain spektral. Baru-baru ini model retak murni dikembangkan yang juga mempertimbangkan pengaruh sifat fluida. Simulasi numerik terbaru menunjukkan bahwa efek resonansi dan bentuk keseluruhan dari seismogram dan frekuensi konten mereka juga dapat dijelaskan melalui kontak cairan-padat dan eksitasi beberapa tercermin gelombang lubang bor (Neuberg et al., 2000).

1.3. Hybrid events, Multi-Phases eventsSome volcano-seismic signals share the signal and frequency characteristics of both LF and VT-(A,B) events. Signals of this class are usually labeled as Hybrid events, which may reflect a possible mixture of source mechanisms from both event types (see Fig. 13.4). For example, a VT microearthquake may trigger a nearby LP event.Lahr et al. (1994) and Miller et al. (1998) detected swarms of Hybrid eventsduring the high activity phase of Redoubt (Alaska) and Soufriere Hills volcano (Montserrat, West Indies), respectively. Miller et al. (1998) concluded that such events reflect very shallow activity associated with a growing dome.Beberapa sinyal berapi-seismik berbagi sinyal dan frekuensi karakteristik dari kedua LF dan VT-(A, B) peristiwa. Sinyal dari kelas ini biasanya diberi label sebagai peristiwa Hybrid, yang mungkin mencerminkan campuran kemungkinan mekanisme sumber dari kedua jenis acara (lihat Gambar. 13.4). Misalnya, kegempaan mikro VT dapat memicu LP terdekat event.Lahr et al. (1994) dan Miller et al. (1998) terdeteksi kawanan Hybrid eventsduring fase aktivitas tinggi Redoubt (Alaska) dan gunung berapi Soufriere Hills (Montserrat, Hindia Barat), masing-masing. Miller et al. (1998) menyimpulkan bahwa peristiwa tersebut mencerminkan aktivitas yang sangat dangkal terkait dengan kubah tumbuh.

a) menunjukkan acara Hybridb) acara VT-B untuk perbandingan. Semakin tinggi frekuensi pada awal acara Hybrid adalah fitur

yang jelas, sedangkan bagian akhir menunjukkan kesamaan dengan acara VT-B (courtesy S. McNutt, AVO).

Multi-Phase events (MP also Many-Phases event; see Fig. 13.5; Shimozuru, 1972) are somewhat higher in their frequency content (3 to 8 Hz) than Hybridevents but are related as well to energetic dome growth at a very shallow level. Both types of signals and their associated mechanisms are still a topic of research as their occurrence might be a good indicator for the instability of high viscous lava domes.Peristiwa Multi-Phase (MP, peristiwa multi-fasa; lihat Gambar 13.5;. Shimozuru, 1972) agak lebih tinggi di frekuensi konten mereka (3-8 Hz) dari Hybridevents tetapi terkait juga untuk pertumbuhan kubah energik pada tingkat yang sangat dangkal . Kedua jenis sinyal dan mekanisme terkait masih menjadi topik penelitian sebagai terjadinya mereka mungkin menjadi indikator yang baik untuk ketidakstabilan tinggi kubah lava kental.

MP-event yang tercatat di Mt. Merapi selama pembentukan kubah yang kuat. Frekuensi dibatasi antara 3 - 10 Hz dan menyerupai jenis acara VT-B di gunung ini. Catatan durasi panjang acara ini sementara amplitudo jauh lebih kecil daripada untuk acara VT-B ditunjukkan pada Gambar. 13.2.

1.4. Explosion quakes, very-low-frequency events, ultra-low-frequency eventsA very pronounced ULP and very low frequency (VLF; f ~ 0.1 - 0.01 Hz) signals were made at several volcanoes in Japan and on Hawaii (e.g., Aso: Kawakatsu et al., 2000; Iwate: Nishimura et al., 2000; Kilauea: Ohminato et al., 1998) using several broadband seismometers located in the near-field to intermediate-field distance from the source. Some of class with clear signal characteristics are the explosion quakes. This signal class accompanies Strombolian or other (larger) explosive eruptions. Most of these signals can be identified by the occurrence of an air wave which is caused by the sonic boost during an explosion, when the expanding gas is accelerated at the vent exit (see Fig. 13.6). This wave mainly travels through the air with the typical speed of sound (330 m/s). While we do not discuss the explosive mechanism, the source which causes this explosion is not yet clear. Some LF events show the same frequency-time behavior as the explosion quakes but lack an air phase (McNutt, 1986). This might reflect a common source mechanism of deeper situated LF-events and shallow produced explosion quakes.Sebuah ULP dan sangat rendah frekuensi sangat terasa (VLF; f ~ 0,1-0,01 Hz) sinyal dibuat di beberapa gunung berapi di Jepang dan Hawaii (misalnya, Aso:.. Kawakatsu et al, 2000; Iwate: Nishimura et al, 2000; Kilauea: Ohminato et al, 1998) menggunakan beberapa seismometer broadband terletak di dekat-lapangan untuk jarak menengah lapangan dari sumber.. Beberapa kelas dengan karakteristik sinyal yang jelas adalah gempa ledakan. Kelas Sinyal ini menyertai (lebih besar) letusan eksplosif strombolian atau lainnya. Sebagian besar dari sinyal-sinyal ini dapat diidentifikasi dengan terjadinya gelombang udara yang disebabkan oleh dorongan sonic selama ledakan, ketika gas memperluas dipercepat di pintu keluar ventilasi (lihat Gambar. 13,6). Gelombang ini terutama perjalanan melalui udara dengan kecepatan khas suara (330 m / s). Sementara kita tidak membahas mekanisme peledak, sumber yang menyebabkan ledakan ini belum jelas. Beberapa peristiwa LF menunjukkan perilaku frekuensi waktu yang sama dengan gempa ledakan tetapi tidak fase udara (McNutt, 1986). Ini mungkin mencerminkan mekanisme sumber umum lebih terletak LF-peristiwa dan dangkal gempa ledakan yang dihasilkan.Portable broadband seismometers with corner frequencies as low as 0.00833 Hz shed new light on this open question (see Fig. 13.7). It could be verified that at Stromboli volcano (Italy) an “ultra-low frequency” (ULF; ultra-long period ULP, f < 0.01 Hz) pressure buildup takes place several minutes before the onset of a Strombolian eruption (Dreier et al., 1994; Neuberg et al., 1994; Wassermann, 1997; Kirchdörfer, 1999). As this is only visible in the near-field of the seismic sources with a geometrical spreading factor proportional to r^(-2), the seismic stations must be located close to the active vent of the volcano (see Fig. 13.7). A model which fits the visual and seismological observation very well consists of a shallow magma chamber and a tiny feeder system to the surface. The accumulation of a gas pocket and the accent of this pocket as a gas slug may explain the observed pressure buildup (Vergniolle and Jaupart, 1990). However,

some of the Strombolian eruptions at Stromboli show no or very small over-pressure (long-period displacement signals) without any visible difference in the associated surface activity.Seismometer broadband portabel dengan frekuensi sudut serendah 0,00833 Hz memberikan penerangan baru tentang pertanyaan ini terbuka (lihat Gambar. 13,7). Ini dapat diverifikasi bahwa pada Stromboli gunung berapi (Italia) sebuah "frekuensi ultra-rendah" (ULF; periode ultra-panjang ULP, f <0,01 Hz) penumpukan tekanan berlangsung beberapa menit sebelum timbulnya letusan strombolian (Dreier et al. 1994; Neuberg et al, 1994;. Wassermann, 1997; Kirchdorfer, 1999). Karena ini hanya terlihat di dekat-bidang sumber gempa dengan geometri menyebar faktor sebanding dengan r ^ (- 2), stasiun seismik harus berada dekat dengan ventilasi aktif gunung berapi (lihat Gambar 13.7.). Sebuah model yang sesuai dengan pengamatan visual dan seismologi sangat baik terdiri dari magma chamber dangkal dan sistem pengumpan kecil ke permukaan. Akumulasi saku gas dan aksen saku ini sebagai siput gas dapat menjelaskan penumpukan tekanan yang diamati (Vergniolle dan Jaupart, 1990). Namun, beberapa letusan strombolian di Stromboli tidak menunjukkan atau sangat kecil di atas tekanan (sinyal perpindahan periode panjang) tanpa ada perbedaan yang terlihat dalam kegiatan permukaan terkait.

Sinyal ledakan tercatat Stromboli gunung berapi, Italia. Stasiun seismik adalahterletak hanya 400 m dari ventilasi aktif. Dashedline memberikan perkiraan kasar dari timbulnya

gelombang sonik juga terlihat tinggi (merah) amplitudo di plot frekuensi waktu sekitar 5 Hz.

a) sinyal ULP direkam dengan seismometer broadband Streckeisen STS2 (DS 5.1)di Stromboli gunung berapi. Kami dihapus respon instrumen ke 300 dan yang dihasilkan jejak yang

terintegrasi untuk mencerminkan perpindahan tanah. Tiga teratas jejak menunjukkan seismogram tiga komponen stasiun terletak 400 m dari lubang, sedangkan yang lebih rendah tiga jejak menunjukkan

sama tetapi di situs yang terletak 1.800 m dari ventilasi aktif menunjukkan sinyal besar hanya terlihat di dekat lapangan .

b) menunjukkan theseismogram dari seismometer 1 Hz selama dua gempa ledakan yang berbeda, garis putus-putus menandai awal letusan strombolian.

c) menunjukkan sinyal perpindahan dari dua gempa ledakan yang berbeda juga terlihat dalam). Catatan, tidak semua sinyal ledakan yang menghasilkan sinyal perpindahan sama amountof periode

panjang.Since the late 1980s many of these observations were interpreted as shallow situated (z < 1.5 km) phreatic eruptions with a strong low frequency pressure pulse (f ~ 0.01 Hz; see Fig. 13.8). At the same volcano, Kawakatsu et al. (2000) also detected a second signal with dominant frequencies roughly at 0.06 Hz in the same depth range than the phreatic source. The authors classified this signal as long period tremor (LPT) which reflect the merging of isolated pulses into a nearly continuous signal (see Figs. 13.9 and 13.14). Kawakatsu et al. (2000) interpreted the signals as caused by the interaction of hot magma/fluid with an aquifer situated in 1 - 1.5 km depth below the craters of Aso volcano.Sejak akhir 1980-an banyak pengamatan ini ditafsirkan sebagai dangkal terletak (z <1,5 km) letusan freatik dengan pulsa tekanan frekuensi rendah yang kuat (f ~

0,01 Hz; lihat Gambar 13.8.). Pada gunung berapi yang sama, Kawakatsu et al. (2000) juga terdeteksi sinyal kedua dengan frekuensi dominan sekitar 0,06 Hz di kisaran kedalaman yang sama dari sumber freatik. Para penulis diklasifikasikan sinyal ini sebagai periode tremor panjang (LPT) yang mencerminkan penggabungan pulsa terisolasi menjadi sinyal hampir terus menerus (lihat Gambar. 13,9 dan 13,14). Kawakatsu et al. (2000) diartikan sebagai sinyal yang disebabkan oleh interaksi magma / fluida panas dengan akuifer yang terletak di 1 - mendalam km 1,5 bawah kawah dari gunung berapi Aso.

a) ULP (atau sangat periode panjang perpindahan) sinyal diamati pada tiga stasiun broadband selama letusan freatik dari Aso gunung berapi.

b) kecepatan aslinya, band-pass disaring kecepatan dan perpindahan seismogram dari acara yang sama diamati di TAK stasiun. Garis vertikal di b) menunjukkan terjadinya letusan (Kawakatsu et al., 2000).

ULF and VLF events are still unknown at most andesitic and rhyolitic volcanoes, which possibly implies that slug flow (low viscous; Vergniolle and Jaupart, 1990) may be operative. In contrast, the work of Hidayat et al. (2000) showed that there exists a moderate (0.25 Hz) VLF signal in the near-field of some MP events recorded at Mt. Merapi (Indonesia).ULF dan VLF acara masih belum diketahui paling andesit dan rhyolitic gunung berapi, yang mungkin berarti bahwa aliran slug (kental rendah; Vergniolle dan Jaupart, 1990) mungkin operasi. Sebaliknya, karya Hidayat et al. (2000) menunjukkan bahwa ada sinyal sedang (0,25 Hz) VLF di dekat-bidang beberapa peristiwa MP tercatat Mt. Merapi (Indonesia).

In recent years, various approaches were made to investigate the dynamics of the different sources of the VLF and ULF signals using moment tensor analysis. While the estimation of the centroid moment tensor became a standard technique in earthquake seismology (e.g., NEIC and Harvard rapid moment-tensor solutions), the application of this technique in volcano seismology is restricted to specific applications. The difficulties are manifold. First of all the influence of topography is neglected in thestandard approaches, which results in large misfits of the computed synthetic Green’s functions. Moreover, Ohminato et al. (1998) showed that even when assuming a horizontal layered medium, the knowledge of the source location and the velocity model with a high confidence is needed in order to apply this technique. Compensated linear vector dipole solutions (CLVD) are often biased by the uncertainty of the assumed simplified velocity structure. However, there are some applications of moment-tensor estimations with VLF and ULF signals which give reliable results, indicating source mechanisms which deviatesignificantly from a pure double-couple solution commonly known of tectonic earthquake mechanisms (e.g., Fig. 3.10 from Legrand et al., 2000; Ohminato et al., 1998; Aoyama and Takeo, 2001). A further example and more references concerning seismic moment tensor inversion and non double-couple mechanisms of volcanic seismic signals are given in Saraò et al. (2001).Dalam beberapa tahun terakhir, berbagai pendekatan dilakukan untuk menyelidiki dinamika berbagai sumber sinyal VLF dan ULF menggunakan analisis saat tensor. Sementara estimasi saat tensor massa menjadi teknik standar dalam seismologi gempa (misalnya, NEIC dan Harvard solusi cepat saat-tensor), penerapan teknik ini di gunung berapi seismologi dibatasi untuk aplikasi khusus. Kesulitan banyak ragamnya. Pertama-tama pengaruh topografi diabaikan dalam pendekatan thestandard, yang menghasilkan orang aneh besar sintetik fungsi Green dihitung. Selain itu, Ohminato et al. (1998) menunjukkan bahwa bahkan ketika asumsi media berlapis horisontal, pengetahuan tentang lokasi sumber dan model kecepatan dengan percaya diri yang tinggi diperlukan untuk menerapkan teknik ini. Kompensasi linear solusi vektor dipol (CLVD) sering bias oleh ketidakpastian diasumsikan struktur kecepatan disederhanakan. Namun, ada beberapa aplikasi dari estimasi saat-tensor dengan VLF dan ULF sinyal yang memberikan hasil yang dapat diandalkan, menunjukkan mekanisme sumber yang deviatesignificantly dari dua pasangan solusi murni dikenal mekanisme gempa tektonik (misalnya, Gambar. 3.10 dari Legrand et al. , 2000;. Ohminato et al, 1998; Aoyama dan Takeo, 2001). Contoh lebih lanjut dan lebih referensi mengenai gempa saat tensor inversi dan mekanisme non-ganda beberapa sinyal seismik gunung berapi yang diberikan di Sarao et al. (2001).

Seismogram komponen broadband vertikal band-pass disaring di 0,033-0,1 Hz diAso gunung berapi selama tiga hari yang berbeda pada tahun 1994. terisolasi ULP pulsa terlihat di a) dan b) digabung bersama dalam c) membentuk sinyal kontinyu periode tremor panjang (Kawakatsu et

al., 2000).

Data (tebal) dan sintetis (tipis) seismogram dihitung dari inversi saat tensor seismik untuk pulsa tunggal periode tremor panjang di Aso gunung berapi. Mekanisme sumber yang sesuai terdiri dari

komponen isotropik besar (97%) di samping bagian deviatorik kecil (Legrand et al., 2000).

2. Continuous volcanic-seismic signalsThe appearance of continuous seismic signals at active volcanoes demonstrates the most profound difference between tectonic earthquake and volcano seismology. The suspected mechanisms range from obvious surface effects such as rockfalls, landslides or pyroclastic density flows to internal ones such as volcanic tremor. Nearly every volcano world-wide shows the signal of volcanic tremor during different activity stages. Volcanic tremor is the most favored parameter in volcano early eruption warnings. Because of possibly differing source mechanisms, we discuss tremor separately for the two flow regimes: high and low viscosity.Munculnya sinyal seismik terus menerus di gunung berapi aktif menunjukkan perbedaan yang paling mendalam antara gempa tektonik dan gunung berapi seismologi. Mekanisme yang diduga berkisar dari efek permukaan yang jelas seperti rockfalls, tanah longsor atau arus kepadatan piroklastik untuk yang internal seperti tremor vulkanik. Hampir setiap gunung berapi di seluruh dunia menunjukkan sinyal tremor vulkanik selama tahap-tahap kegiatan yang berbeda. Tremor vulkanik adalah parameter yang paling disukai di gunung peringatan letusan awal. Karena mungkin berbeda mekanisme sumber, kita membahas tremor secara terpisah untuk dua rezim aliran: viskositas tinggi dan rendah.2.1. Volcanic tremor (low-viscous two-phase flow and eruption tremor)

Most of the monitored basaltic volcanoes show some kind of cyclic appearance of volcanic tremor. The tremor signals can last between minutes and months in

duration and, in most of the cases, their spectra are very narrow-band (1-5 Hz; Fig. 13.11). Some tremor signals show strong and short-pulsed amplitude variations (termed beating tremor), while others are nearly stationary over several days or even months. The common similarities in the spectra of volcanic tremor and LF and even explosion quake events is another important observation which has to be explained when looking for the source mechanisms. At Mt. Etna volcano (Italy), strong fluctuations of volcanic tremor amplitude are associated with lava fountaining at one of its summit craters or after the opening of a flank fissure (Cosentino et al., 1989). Gottschämmer (1999) described a tremor cycle at Bromo volcano (Indonesia) where the tremor amplitude fluctuation could be correlated with heavy ash plume (large amplitude - eruption tremor) or white steam (small tremor amplitude) episodes (see Fig. 13.11).Sebagian besar gunung berapi basaltik dipantau menunjukkan beberapa jenis penampilan siklik dari tremor vulkanik. Sinyal tremor bisa bertahan antara menit dan bulan dalam durasi dan, dalam sebagian besar kasus, spektrum mereka sangat sempit-band (1-5 Hz; Gambar 13.11.). Beberapa sinyal tremor menunjukkan variasi amplitudo yang kuat dan pendek-berdenyut (disebut pemukulan tremor), sementara yang lain hampir stasioner selama beberapa hari atau bahkan berbulan-bulan. Kesamaan umum dalam spektrum tremor vulkanik dan LF dan bahkan peristiwa gempa ledakan adalah observasi penting yang harus dijelaskan ketika mencari mekanisme sumber. Pada Mt. Gunung Etna (Italia), fluktuasi yang kuat dari gunung berapi tremor amplitudo berhubungan dengan lava fountaining di salah satu kawah puncak atau setelah pembukaan celah sayap (Cosentino et al., 1989). Gottschämmer (1999) menggambarkan siklus tremor di gunung berapi Bromo (Indonesia) di mana fluktuasi amplitudo tremor bisa berkorelasi dengan bulu-bulu yang berat abu (amplitudo besar - letusan tremor) atau uap putih (amplitudo tremor kecil) episode (lihat Gambar 13.11.).

Tremor vulkanik di gunung berapi Bromo (Indonesia) selama fase aktivitas tinggi diakhir tahun 1995 (courtesy of E. Gottschämmer, Universitas Karlsruhe). Amplitudo tremor besar

berkorelasi dengan letusan bulu abu berat sementara amplitudo tremor kecil muncul selama emisi uap tenang (Gottschämmer, 1999).

These observations made at different volcanoes with either low viscosity magma or a huge amount of volatiles (free or after the fragmentation of high viscosity magma; steam) suggest the involvement of gas/fluid interaction in generation of volcanic tremor. The similarities in the overall spectral content of LF events and volcanic tremor is reflected in similarities of the proposed source mechanism or of the source region (resonating fluid). Flow instability is thought to play an important role in the excitation of volcanic tremor in multiple phase flow pattern (Seidl et al., 1981; Schick, 1988) and the associated LF events are seen as a transient within the same physical system. On the other hand, Chouet (1986) and Chouet (1987) state that a repeated excitation of a connected crack system could cause a harmonic and long lasting signal, where the fluid is only passively reacting to the crack oscillations.Observasi ini dilakukan di gunung berapi yang berbeda dengan baik magma viskositas rendah atau sejumlah besar volatil (gratis atau setelah fragmentasi viskositas tinggi magma; uap) menunjukkan keterlibatan gas / interaksi cairan dalam generasi tremor vulkanik. Kesamaan dalam konten spektral keseluruhan peristiwa LF dan tremor vulkanik tercermin dalam kesamaan mekanisme sumber yang diusulkan atau dari (cairan beresonansi) wilayah sumber. Mengalir ketidakstabilan diduga memainkan peran penting dalam eksitasi tremor vulkanik dalam pola beberapa aliran fase (Seidl et al, 1981;. Schick, 1988) dan peristiwa LF

terkait dipandang sebagai transient dalam sistem fisik yang sama. Di sisi lain, Chouet (1986) dan Chouet (1987) menyatakan bahwa eksitasi berulang sistem retak terhubung dapat menyebabkan sinyal tahan harmonis dan panjang, di mana cairan hanya pasif bereaksi terhadap osilasi retak.The spectral content observations support both the low viscosity magma and volatile interpretations. Explosions at Stromboli volcano excite the same frequency band as does volcanic tremor, which supports the idea of a common resonating system (see Fig. 13.12). However, care must be taken when interpreting the frequency spectra of volcanic tremor. Detailed studies on the spatial frequency distributions at Stromboli showed that single frequency peaks are possibly influenced, to an unknown amount, by the propagation medium (Mohnen and Schick, 1996).Pengamatan konten spektral mendukung kedua magma viskositas rendah dan interpretasi volatile. Ledakan di Stromboli gunung berapi merangsang pita frekuensi yang sama seperti halnya tremor vulkanik, yang mendukung ide sistem beresonansi umum (lihat Gambar. 13,12). Namun, perawatan harus diambil ketika menafsirkan spektrum frekuensi tremor vulkanik. Studi rinci pada distribusi frekuensi spasial di Stromboli menunjukkan bahwa puncak frekuensi tunggal mungkin dipengaruhi, untuk jumlah yang tidak diketahui, dengan media propagasi (Mohnen dan Schick, 1996).

a) sinyal ledakan ditumpangkan pada sinyal terus menerus tremor vulkanik di

Gunung berapi Stromboli. Kotak menandai pita frekuensi lemah tapi khas tremor vulkanik Band di Stromboli gunung berapi. Perhatikan bahwa gempa ledakan juga menggairahkan pita frekuensi yang

sama sedangkan di bawah pita frekuensi ini amplitudo spektral sinyal jenis ledakan gempa agak kecil. Gempa band dengan frekuensi di atas 2,0 Hz sebagian terdistorsi oleh puing-puing vulkanik terlontar

jatuh kembali ke permukaan dan runtuh kemiringan bangunan vulkanik (lihat 13.2.2.3).b) Transformasi Fourier normalisasi sinyal jenis ledakan gempa (hitam) dan dari kekuatan spektrum

normalisasi dari enam jam perekaman yang kontinyu (merah). Sementara yang pertama mencerminkan spektrum khas dari semua gempa ledakan, perilaku keseluruhan spektrum kedua adalah terutama karena tremor vulkanik. Keseluruhan kesamaan antara gempa ledakan dan jenis

sinyal tremor jelas.2.2. Volcanic tremor (high-viscous - resonating gas phase)

Sinyal tremor harmonik tercatat Mt. Semeru, Indonesia. Sampai dengan enam nadadapat diakui dimulai dengan modus dasar yang terletak di sekitar 0,8 Hz.

Schlindwein et al. (1995) proposed a feedback mechanism similar to that of sound generation in a recorder, and also discussed a repeating source with precise repetition time as a possible mechanism. This model was refined by Johnson and Lees (2000) and Neuberg et al. (2000). In the feedback mechanism case, the resonating body must consist of a pure gas phase, but the lava at Mt. Semeru is too viscous for resonating at the observed frequencies. The second mechanism requires a very precise timing mechanism for producing the highly stable overtones.Schlindwein et al. (1995) mengusulkan mekanisme umpan balik yang mirip dengan generasi suara di perekam, dan juga membahas sumber berulang dengan waktu pengulangan yang tepat sebagai mekanisme mungkin. Model ini disempurnakan oleh Johnson dan Lees (2000) dan Neuberg et al. (2000). Dalam kasus mekanisme umpan balik, tubuh beresonansi harus terdiri dari fase gas murni, tetapi lava di Mt. Semeru terlalu kental untuk beresonansi pada frekuensi

yang diamati. Mekanisme kedua memerlukan mekanisme waktu yang sangat tepat untuk memproduksi nada yang sangat stabil.Recent observations at Montserrat volcano (Neuberg et al., 2000) and Mt. Merapi volcano (Indonesia) support the hypothesis of a repeating source (see Fig. 13.14). During several cycles of increased volcano-seismic activity we recognized the transition from closely timed MP / Hybrid events into the continuous signal of volcanic tremor and vice versa. As the source mechanisms of both types of signals are still unknown, the driving force behind these mechanisms is not known. Also the type of feedback mechanism which must be involved in this system could not yet be identified.Pengamatan terbaru di Montserrat gunung berapi (Neuberg et al., 2000) dan Mt. Gunung Merapi (Indonesia) mendukung hipotesis dari sumber berulang (lihat Gambar. 13,14). Selama beberapa siklus peningkatan aktivitas gunung berapi-seismik kita mengakui transisi dari dekat waktunya MP / Hybrid peristiwa menjadi sinyal kontinu tremor vulkanik dan sebaliknya. Sebagai mekanisme sumber kedua jenis sinyal masih belum diketahui, kekuatan pendorong di belakang mekanisme ini tidak diketahui. Juga jenis mekanisme umpan balik yang harus terlibat dalam sistem ini belum dapat diidentifikasi.Volcanic tremor, as previously noted, is always a sign of high activity. However, since the exact mechanisms are still unknown, the importance and timing between the first appearance of tremor and possible eruptive activity is still a matter of discussion (McNutt, 2000a).Tremor vulkanik, seperti dicatat sebelumnya, selalu tanda aktivitas tinggi. Namun, karena mekanisme yang tepat masih belum diketahui, pentingnya dan waktu antara penampilan pertama dari tremor dan kemungkinan aktivitas letusan masih menjadi bahan diskusi (McNutt, 2000a).

Urutan sinyal seismik diulang di Mt. Gunung Merapi pada tahun 1996: a) secara teratur waktunya MP-peristiwa sebelum mereka bergabung bersama untuk membentuk tremor vulkanik (lihat b); c) setelah beberapa jam gempa digantikan oleh urutan kejadian diskrit dengan amplitudo sedikit lebih tinggi dari sebelumnya. Catatan: berbeda dengan klasifikasi yang diberikan pada Gambar. 13,5, isi

frekuensi sinyal rendah (0,7-10 Hz) dan mungkin tidak menyerupai "murni" MP-peristiwa. Dalam d) wilayah waktu-frekuensi plot a -c)) diplot dalam domain waktu. Sebuah band-pass antara 0,8-1,3 Hz

diterapkan sebelum zooming. Kelompok gelombang individu dilihat dalam sinyal terus menerus disaring juga mendukung gagasan peristiwa merger menyebabkan tremor vulkanik.

2.3. Surface processesSubstantial release of seismic energy at active volcanoes is related to surface processes acting directly on the volcanoes edifice. For example, pyroclastic flows, lahars (volcanic debris flows) and rockfalls from unstable domes or crater walls can generate seismic signals with amplitudes exceeding several times those of the typical volcano-seismic signals. The most important signals for monitoring purposes are those associated with pyroclastic flows and lahars. The monitoring of lahars, which includes also acoustic and visual monitoring, is especially important when monitoring a volcano which is capped by a glacier or which is located in a tropical area. Melting of the snow during an eruption or heavy rainfall during rainy season will occasionally mobilize a huge amount of volcanic debris. The signals of all this activity are mostly high-frequency (>5 Hz) and show spindle (cigar) shaped seismogram envelopes that can last several minutes (see Fig.

13.15). The complex waveforms of pyroclastic flows are caused by a mixture of initial collapse of big lava-blocks onto the surface and ongoing fragmentations when traveling down the slope of the volcano (Uhira et al., 1994). During the January/February 2001 eruption of Mt. Merapi, it was also possible to recognize that the very first part of the signal was somewhat lower in frequency (1 - 2 Hz), indicating a possible explosion at the start of the pyroclastic flow,(Ratdomopurbo, pers. communication; see also Fig. 13.12). An important monitoring question is: which signal is caused by a rockfall and which by a pyroclastic flow? The low frequency start (1 - 2 Hz at Mt. Merapi) of the latter might be crucial for discriminating between both types of events. This observation made at Mt. Merapi and also Unzen volcano (Uhira et al., 1994) might be used at other volcanoes with an active lava dome as the mechanism of flow generation seems to be the same.Rilis besar energi seismik di gunung berapi aktif berhubungan dengan permukaan proses bertindak langsung pada gunung berapi bangunan. Misalnya, aliran piroklastik, lahar (aliran debris vulkanik) dan rockfalls dari kubah yang tidak stabil atau dinding kawah dapat menghasilkan sinyal seismik dengan amplitudo melebihi beberapa kali orang-orang dari sinyal berapi-seismik khas. Sinyal yang paling penting untuk tujuan pemantauan adalah mereka yang terkait dengan aliran piroklastik dan lahar. Pemantauan lahar, yang mencakup juga pemantauan akustik dan visual, sangat penting saat pemantauan gunung berapi yang dibatasi oleh gletser atau yang terletak di daerah tropis. Mencair salju selama letusan atau hujan deras selama musim hujan kadang-kadang akan memobilisasi sejumlah besar puing-puing vulkanik. Sinyal dari semua kegiatan ini sebagian besar frekuensi tinggi (> 5 Hz) dan menunjukkan spindle (cerutu) berbentuk amplop seismogram yang dapat berlangsung beberapa menit (lihat Gambar. 13,15). Bentuk gelombang kompleks aliran piroklastik disebabkan oleh campuran runtuhnya awal besar lava-blok ke permukaan dan fragmentasi berlangsung ketika bepergian menuruni lereng gunung berapi (Uhira et al., 1994). Selama letusan Januari / Februari 2001 Mt. Merapi, itu juga mungkin untuk mengenali bahwa bagian pertama dari sinyal agak rendah di frekuensi (1-2 Hz), menunjukkan ledakan mungkin pada awal aliran piroklastik, (Ratdomopurbo, pers komunikasi;. Lihat juga Gambar . 13.12). Sebuah pertanyaan penting adalah monitoring: sinyal yang disebabkan oleh runtuhan dan yang oleh aliran piroklastik? Awal frekuensi rendah (1-2 Hz di Gunung Merapi) yang terakhir mungkin penting untuk membedakan antara kedua jenis acara. Pengamatan ini dilakukan di Mt. Merapi dan juga Unzen gunung berapi (Uhira et al., 1994) dapat digunakan di gunung berapi lainnya dengan kubah lava aktif sebagai mekanisme generasi aliran tampaknya sama.

Urutan media untuk piroklastik lebih besar arus yang tercatat di Mt. gunung Merapiselama runtuhnya kubah 1998. Catatan skala waktu 6 jam dan bahwa peristiwa individu berlangsung

beberapa menit lebih lama dari seismogram gempa bumi yang khas. Tepat sebelum 4 jam aliran piroklastik terbesar di urutan letusan seluruh berlangsung dan berlangsung selama sekitar 30 menit.

3. Special note on noiseMost of the extensively monitored volcanoes lie in densely populated areas with much human activity (that is why they are monitored). Hence, care must be taken when interpreting signals usually classified as volcanic tremor. In some cases, human activity excites signals occupying the narrow spectral band between 1-4 Hz (big machines etc.). Also a distinct 24 h rhythm is very likely caused by increasing human activity during daylight time and should therefore be analyzed with special care (see Fig. 13.16). Even when using three-component seismometers it is not easy to discriminate for sure between volcano-seismic and man-made noise. The topography at active volcanoes is very often radially shaped and the propagation paths to the seismic stations are shared by ambient seismic noise and volcanic signals.Sebagian besar gunung berapi secara ekstensif dipantau terletak di daerah padat penduduk dengan banyak aktivitas manusia (itu sebabnya mereka dipantau). Oleh karena itu, perawatan harus diambil ketika menafsirkan sinyal biasanya diklasifikasikan sebagai tremor vulkanik. Dalam beberapa kasus, aktivitas manusia menggairahkan sinyal menduduki sempit spektral band yang antara 1-4 Hz (mesin besar dll). Juga 24 jam ritme yang berbeda sangat mungkin disebabkan oleh meningkatnya aktivitas manusia selama waktu siang hari dan karena itu harus dianalisis dengan perawatan khusus (lihat Gambar. 13,16). Bahkan ketika

menggunakan seismometer tiga komponen itu tidak mudah untuk membedakan dengan pasti antara gunung-seismik dan buatan manusia kebisingan. Topografi di gunung berapi aktif sangat sering radial berbentuk dan jalur propagasi ke stasiun seismik dibagi oleh kebisingan seismik ambient dan sinyal vulkanik.

Spektogram dari kebisingan latar belakang yang tercatat di stasiun seismik di Mt. Merapi. Sebagai stasiun terletak di daerah pertanian, aktivitas siang hari manusia dapat dengan jelas diakui oleh yang berbeda 24 jam periodisitas-nya. Selain itu, adalah mungkin untuk melihat bahwa ada dua jam kerja utama pada siang hari (ditandai dengan kotak). Amplitudo spektral besar terlihat sekitar 7 jam waktu

setempat dan puncak kedua terletak sekitar 15 jam jam setelah waktu ketenangan selama siang.In conclusion, we note that most of the above classifications and proposed source mechanisms are deduced from simple observations of spectral content and overall shape of the associated seismograms rather than by physically verified constraints. Care must be taken when interpreting the occurrence of one of these signals during increasing volcanic activity. There are many examples of increasing numbers of VT events and increasing volcanic tremor amplitude without any surface activity at volcanoes. Thus, to be truly effective and diagnostic, seismic monitoring should be complemented, to the extent possible, by other instrumental monitoring techniques (e.g., geodetic, geochemical) and visual observations made regularly of the volcanoes being monitored remotely (see 13.5).Kesimpulannya, kami mencatat bahwa sebagian besar klasifikasi di atas dan mengusulkan mekanisme sumber yang disimpulkan dari pengamatan sederhana konten spektral dan bentuk keseluruhan dari seismogram terkait bukan oleh kendala fisik diverifikasi. Perawatan harus diambil ketika menafsirkan terjadinya salah satu dari sinyal ini selama peningkatan aktivitas vulkanik. Ada banyak contoh peningkatan jumlah peristiwa VT dan meningkatkan vulkanik tremor amplitudo tanpa aktivitas permukaan di gunung berapi. Dengan demikian, untuk benar-benar efektif dan diagnostik, monitoring gempa harus dilengkapi, sejauh mungkin, dengan teknik lain

pemantauan instrumental (misalnya, geodesi, geokimia) dan pengamatan visual yang dilakukan secara teratur dari gunung berapi yang dipantau dari jarak jauh (lihat 13.5).