PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf

7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf

1/27

PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI

Suatu sumber gempa yang berasal dari letusan gunungapi melibatkan gerak

dinamis gas, cairan dan padat, dan propagasi jalan di gunung berapi biasanya sangat

heterogen, anisotropic, dan serap, dengan topografi yang tidak teratur dan interface

termasuk celah-celah semua skala dan orientasi. Sehingga memerlukan ilmu seperti

Seismologi Vulkanik, karena merukan ilmu tentang sinyal seismik yang berasal dari

gunung berapi dan terkait dengan aktivitas gunung berapi. Subyek Vulkanik

Seismologi terletak pada interaksi antara vulkanik dan proses seismo-tektonik.

Gunung berapi adalah ventilasi atau cerobong asap, yang menghubungkan reservoir

materi cair (magma), di dalam kerak bumi, dengan permukaan bumi.


2/27

Gambar 1. System Gunung Api

Gambar di atas menunjukan kerucut merupakan hasil dariakumulalsi bahan

yang dikeluarkan sekitar cerobong. Sebuah permukaan kawah merupakan sambungan

dari saluran gunung api, diman bahan yang dikeluarkan mencapai permukaan terletak

di pncak kerucut( kawah puncak) atau sisi kerucut yang terletak dilereng kerucut (sisi

kawah). Kawah besar yang mewakili depresi besar di puncak dipotong dari gunung

berapi disebut kaldera.

System gunung api terdiri dari waduk magma yang dalam, orchamberyang

merupakan reservoir magma di bagian litosfer dangkal sebagai material vulkanik

berasal, saluran magma, saluran anta dapur magma dan permukaan. Gunung berapi

didistribusi seara luas di permukaan bumi maupun di dasar laut.

Besarnya letusan digambarkan oleh Volcanic Explosivity Index (VEI) yang

menggabungkan total volume produk peledak, ketinggian awan letusan, deskriptif

istilah, jenis letusan, durasi, dan sebagainya, dan memiliki nilai 0-8 (Newhall dan

Self, 1982).


3/27

Gambar 2.Lempeng Utama Litosfer Dan Distribusi Gunung Berapi Aktif Dan Tidak

Aktif

Gerakan magma di bawah struktur vulkanik mengarah pada perubahan

kesetimbangan hidrostatik dan rekahan pada badan bumi. Gunung api biasanya

munul dari patahn tektonik datau persimpangan patahan, dimna pahatan normal

dominan terjadinya gunung api. Ada 3 jenis utama gerakan tektonik, yaitu patahan

normal, geser, ddan strike-slip. Patahn normal dan geser ditandai dengan sudut

kemiringan yang rendah dengan mengau pada horintal plane.

Table 1. Karakteristik Umum Jenis Utama Letusan Gunung Berapi (Newhall dan

Self, 1982; Vergniolle dan Mangan, 2000;. Cioni et al, 2000)

Sepanjang ekahan dan kesalahan merupakan aktivitas letusan menghasilkan

gempa bumi di permukaan bumi. Gelombang seismik dibagi menjadi gelombang

tubuh dan gelombang permukaan. Tubuh Gelombang P (gelombang kompresi dengan


4/27

perubahan volumetrik) dan S (gelombang geser tanpa perubahan volume) memancar

dari fokus gempa. Permukaan Reyleight dan gelombang Love terbentuk sebagai hasi

dari interaksi tubuh gelombang dengan permukaan bumi. Besar gempa bumi

dideskripsikan sebagai magnitude (M), nilai konvesional gempa sama dengan energy

gempa, dan saat mekanisme gempa Mo.thefoal menirikan system stress bertindak

sebagai sumber gempa, sedangkan penurunan stress memberkan nilai stress selama

gempa terjadi.

Gambar 3. Seismogram Gempa Lokal Dangkal. Komponen Vertikal

Instrumen Periode Pendek

Suatu gempa vulkanik menunjukan bawa sinyal seismik berasal dari aktivitas

gunung api yang memiliki bentuk gelombang yang berbeda. Minakami seorang ahli

dari Jepang mengklasifikasi gempa vlkanik menjadi empat jenis, sesuai focus lokasi,

hubungan dengan letusan , dan sifat gerak gempa.

Gempa tipe-A merupakan gempa bumi yang berasal dari basis gunung aoi

atau dar kedalaman 120 km. Gempa bumi ini terjadi sebelum dan selama tahap

pertama aktivitas letusan dan terjadi bersamaan. Umumnya kurang dari 6 magnitud.

Sifat gempa ini kurang dapat dibedakan dengan gempa dangkal yang diakibatkan oleh

aktivitas tektonik. Fase-P dan fase-S seismic didefinisikan dengan jelas.


5/27

Gempa tipe-B. hiposentrumnya terbatas pada 1 km radius di sekitar kawah

aktif, diman lebih dangkal dari gempa vulkanik tipe-A hanya dari permukaan bumi

sampai kedalaman bebrapa ratus meter.besarannya umumnya kecil. Pada gempa ini

gempa permukaan yang mendominasi dan fase-S tidak jelas.

Gempa bumi letusan. Amplitudo gempa terkait dengan besarnya letusan

eksplosif. Gerakan gempa menunjukan dominasi melebihi panjang gelombang yang

disbanding dengan gempa vulkanik tipe-A da gempa tektonik, dimana gerakannya ke

segala arah. Pada seismogram gempa bumi letusan ini sering ditemukan gangguan

dari gunangan angin. Dimana sumber gempa terletak di lantai kawah aktif.

Denyut vulkanik atau vulkanik mikro-tremor. Bagian uta,a getaran terdiri

dari gelombang permukaan. Tremor vulkanik memiliki durasi bentuk sinusoidal tidak

teratur yang lebih lama dibanding dengan gempa bumi dar amplitude yang sama.


6/27

Gambar 4. Klasisfiaksi gempa vulkanik minahasi


7/27

Gambar 5. Jenis sinyal seismic (kecepatan, komponen vertical) selama 1998-

2011 di andesit Volca de Colima (sisi kiri) dan Fourier spectrum

(sisi kanan0. VT, gempa bumi vulkanik-tektonik,. HYB, asosiasi

sinyal hibrit dengan awan putih. LP, periode sinyal panjang

nsebagaitaha ledakan. ME, sinyal mikro-gempa bersama dengan

hibrit pendek sinyal mikro-gempa terkait dengan aktivitas akstrus

dan eksplosif. Tr, tremor yang direkam pada berbagai tahap letusan.

PF, sinyal yang berhubungan dengan aliran piroklastik dan jatuhan

batuan pijar, dan LAH, sinya yang terkait dengan lahar. Semua

sinyal seismic yang direkam oleh stasiun seismic berjarak 4 km dari

kawah.

Klasifikasi Gempa Vulkanik

Pengamatan pertama gempa vulkanik menunjukkan bahwa sinyal seismic berasal dari

aktivitas gunung berapi memiliki bentuk gelombang yang berbeda. Mempelajari

seismic.

Suatu gempa vulkanik memiliki urutan kejadian. Mogi (1963) menggambarkan

tiga jenis urutan gempa yaitu, (Tipe 1) gempa utama-gempa susulan, (Tipe 2) gempa

awal-gempa utama-gempa susulan, dan (Tipe 3) swarm.


8/27

Gambar 6. Tiga jenis kejadian utama berturut-turut dari guncangan yang

disertai rekahan dan hubungannya dengan struktur dan

tekanan

Urutan Gempa Vulkanik-Tektonik, terjadi dalam tiga tahap, dimana dua jenis

pertama jarang terjai karena mereka terjadi sebelum celah mengapit letusan.

Urutan gempa ini digambarkan dengan letusan gempa vulkanik Gunung

Grimsvotn di Islandia. Aktivitas seismik yang diamati terjadi dalam 3 tahap.

Tahap pertama merupakan letusan utama sebesar 5,2 mb dan gempa susulan

sepanjang lerenn utama Gunung Bardanbunga yang terletak sekitar 20 km NW

dari Gnung Grimsvoth. Tahap selanjutnya selama 17 jam focus mengamati

seismic dari garis yang menghubungkan dua gunung api tersebut, ini merupaka

tahap memuncak pada pembukaan dan awal letusan. Tahap ketiga mengamati

selama letusan terjadi, dan terjadi pendistribusian episentrum kea rah lebih barat.


9/27

Gambar 7. (A) variasi di 6 jam dan (B) asosiasi gempa pada 30 September

1996. Gamabaran Kaldera Gunung Bardarbunga dan grimsvotn

.e.eperlihatkan episentrum dari letusan utama.

Urutan Gempa Letusan, gempa ini juga memiliki urutan . diman urutan

tergantung gaya yang disebabkan oleh aktivitas gunung api. Penghancuran kubah

lava menyebankan kangka yang panjang dalam urutan sinyal seismik di sepanjang

sisi-sisi gunung api (Gambar 8). Proses degassing dapat menghasilkan urutan

gempa bumi letusan (Gambar 9). Proses magmatic dibawah lantai kawah

menghasilkan tremor vulkanik terus-menerus. Sifat urutan dari gempa letusan

berbeda dengan gempa vulkani-tektnik karena terkait dengan dinamika manifestasi

aktivitas magmatik dalam dan pemukaan.


10/27

Gambar 8. Urutan sinyal seismik yang dihasilkan oleh rockfalls selama 2002

blocklava Letusan di Volca'n de Colima, Me'xico. Satu hari

catatan waktu pendek pada jarak 1,7 km dari kawah ditampilkan.

Courtesy of Colima Volcano Observatory.

Gambar 9. Urutan gempa bumi ledakan tercatat Karymsky gunung berapi,

Kamchatka selama tahun 1997 letusan. Catatan 8-jam broadband


11/27

pada jarak 1,5 km dari kawah ditunjukkan. Dari Johnson dan

Lees 2000.

Gambar 10. Urutan tremor vulkanik terus menerus dicatat oleh short-

periode instrumen selama letusan lava berkelanjutan Kilauea gunung

berapi, Hawaii. Dari Koyanagi et al., 1987.

DASAR-DASAR ILMU GEMPA BUMI VULKANIK

Berbagai proes letusan terkait dengan gerakan magma didalam kerak bumi

yang terjadi pada produk cair, padat dan gas dapat menghasilkan sinyal


12/27

sismik. Suatu aliran magma dalam saluran vulkanik dapat dinggap sebgai

aliran multi fase atau alran tidak stabbildalam pergerkannya ke permukaan.

Gambar 11 menunjukan skema umum magma yang mengandung lelehan,

Kristal dan gas terarut naik dari dapur magma melalui saluran vulkanik.

Magma merupakan cmpuran silica yang mencair dan bergelembuung gas.

Dimana terjadi fragmentasi ketiga gas menempati suhu 70-80 % dari

volume yang tersedia. Pada titik ini magma berubah dari cair ke gas,

kemudian kepadatannya berkurang sehinga terjadi campuran pada ventilasi

membentuk gumpalan vulkanik. Pada titk ini uga sinyal seismic dapat

dihasilkan, tetpai jenis gempanya tergantng pada proses fisik dan keadaan

cairan magmatiknya pada setipa thap aliran magma.

Gambar 11. Ilustrasi skema umum proses terjadinya saluran magmatic

Magma arus rezim, aliran magma di saluran ini ditandai oleh tiga rezim.

a) aliran magma homogen terjadi di zona terendah, antara reservoir magma dan

saluran permukaaan Exsolution (nukleasi). Tekanan ambien, p, dalam hal ini

zona lebih tinggi dari tekanan nukleasi, pnuc, dan magma memasuki saluran


13/27

tersebut. Di sini, untuk konsentrasi awal diberikan terlarut c0 gas dan

koefisien kelarutan kc (P.pnuc5c20 = K2 c2pnuc), model standar dari cairan

kental dapat diterapkan.

b) aliran magma cair Bubbly berlangsung di zona menengah, antara Exsolution

yang (Nukleasi) dan permukaan fragmentasi mana p, pnuc. Di wilayah

nukleasi yang gelembung terbentuk dengan kepadatan jumlah Nd. Gelembung

nukleasi membutuhkan jenuh a tekanan untuk mengatasi hambatan energi

yang disediakan oleh tegangan permukaan. Jenuh dapat dicapai jika difusi

volatil dari lelehan ke dalam gelembung tidak dapat mengimbangi penurunan

stabil kelarutan disebabkan oleh naiknya-driven dekompresi. Setelah

gelembung nukleasi, pendakian-driven dekompresi terus menurun stabil

kelarutan, menyebabkan volatil difusi dari lelehan ke antarmuka uap mencair.

Karena resistensi kental, tekanan dalam gelembung, pg tumbuh, menurun

lebih lambat dari tekanan di sekitarnya mencair, pm. Hal ini dapat

mengakibatkan overpressure besar di gelembung tumbuh, p5pg2pm,

memberikan tingkat magma pendakian dan magma viskositas yang sesuai

tinggi. Tingkat pertumbuhan gelembung tergantung pada proses tingkat-

membatasi seperti difusi volatil ke mencair, antarmuka uap, aliran kental

mencair, dan tingkat perubahan kelarutan disebabkan oleh dekompresi.

Penggabungan gelembung kecil untuk membuat yang lebih besar

mempromosikan pemisahan gas dari lelehan. Perpaduan dari gelembung

tergantung pada lelehan viskositas dan mungkin hanya penting dalam magma

viskositas rendah. Batuan vulkanik biasanya berisi kekuatan-hukum atau

distribusi eksponensial ukuran gelembung. The Exsolution volatil dari fase

lelehan selama open-system degassing mungkin terjadi sebagai migrasi

gelembung gas dari dalam untuk bagian dangkal magma, atau gas dapat

mengalir dari gelembung gelembung melalui lubang kecil di kulit mencair

sekitarnya, atau dinding gelembung dapat pecah selama magma fragmentasi,

yang memungkinkan gas untuk melarikan diri.


14/27

c) Sebuah rezim aliran magma dispersi gas-partikel terjadi di atas wilayah

sempit fragmentasi yang memisahkan zona high-density, magma tinggi

kental dari zona low-density dispersi gas-partikel, resistansi yang ditentukan

oleh turbulen viskositas dari fase gas dan diabaikan kecil. Ketika p

melebihi nilai kritis, fragmentasi media bergelembung terjadi. Proses

bersaing adalah perpaduan dari gelembung dengan pengembangan struktur

berpori permeabel dan arus keluar gas dari magma melalui sistem pori-pori

yang saling berhubungan. Proses ini mengurangi tekanan gas dan juga dapat

menyebabkan runtuhnya porositas untuk membentuk magma padat. Total

resistensi dari saluran dan rata-rata berat campuran ditentukan oleh posisi

wilayah fragmentasi.

Eksperimen Grounds Pada Sinyal Seismik Selama Magma Menaiki

Saluran Vulkanik.

Tabel 2.Model umum magma menaiki saluran vulkanik

Pemodelan Magma Rezim Arus

Gonnermann dan Manga (2007) dilakukan perhitungan model untuk aliran

saluran


15/27

rezim (radius saluran adalah 25 m) untuk dua kasus akhir-anggota dari

kepadatan jumlah gelembung Nd5109 M23 dan M23 Nd51015. Gaya

letusan (explosive atau efusif) adalah sebagian besar dikuasai oleh laju

aliran magma Qm, yang dimodulasi oleh proses dalam saluran vulkanik di

bawah permukaan fragmentasi. Tingkat permeabel aliran gas melalui

magma vesikular akhirnya melebihi tingkat volatile Exsolution sehingga

outgassing signifikan terjadi. Akhirnya, magma viskositas menjadi cukup

besar untuk deformasi geser getas dekat dinding saluran. Di Qm.106 kg S21

jenuh menyebabkan nukleasi gelembung sekunder (berlabel N) dan bergeser

ke yang lebih besar Nd. Setelah pendakian lanjut, pemanasan kental di dekat

dinding saluran Hasil di geser lokalisasi dan mencegah terjadinya breksiasi

geser.Dengan meningkatnya laju aliran magma Qm, gaya letusan dapat

berubah dari berlebihan untuk ledakan. Karakteristik ini aliran magma

membatasi jenis kegempaan vulkanik selama letusan. Pemodelan tahapan

yang berbeda dari aliran magma dan eksperimental Penelitian batu pecah

pada tekanan tinggi dan suhu memungkinkan formulasi dari kondisi untuk

generasi sumber gempa.

Eksperimental Grounds dari Perekahan Rapuh batuan di

Suhu tinggi dan tekanan tinggi

Rekah suhu tinggi batuan vulkanik. Telah lama diasumsikan bahwa

seismogenik faulting terbatas pada dingin, batu rapuh, dengan suhu batas atas

600? C. Tuffen et al. (2003; 2008) mencatat suhu tinggi magma yang kaya

silika di bawah kondisi vulkanik simulasi untuk menguji hipotesis bahwa suhutinggi fraktur magma adalah seismogenik. Uniaksial dan triaksial percobaan

deformasi dilakukan pada sampel dari kedua lava kaca dan kristal pada suhu

sampai 900 C. Emisi akustik yang direkam selama percobaan menunjukkan

bahwa pecahnya seismogenik dapat terjadi di kedua magma silikat-kristal


16/27

yang kaya dan kristal-bebas pada suhu letusan, memperluas jangkauan kondisi

yang dikenal untuk faulting seismogenik. Menurut Tuffen et al. (2003),

fraktur terjadi di magma jika:

0.s

dimana 0, , dan s adalah laju geser regangan, magma viskositas,

dan kekuatan geser magma, masing-masing. Magma viskositas harus berada

di kisaran 109- 1014 Pa s untuk fraktur terjadi, dengan asumsi kekuatan geser

magma khas 106? 107 Pa dan Kisaran masuk akal tingkat regangan antara

1022 dan 1026 S21 (Tuffen et al., 2003).


17/27

Gambar 12.Eksperimen dari fraktur suhu rendah obsidian riolis

A. Tegangan aksial, normalisasi kumulatif akustik emisi (AE)

energi, dan akustik emisi values melawan waktu untuk

deformasi uniaksial obsidian rhyolitic di 645C dan 1024,3 S21.

energi kumulatif melompat sesuai dengan stres tetes (panah)

dan tetes sesuai, menunjukkan bahwa retak sampel dikaitkan

dengan pelepasan energi akustik. kesalahan bar menunjukkan

95% batas kepercayaan.

B. Bentuk gelombang (atas) dan kekuatan spektrum (bawah) yang

khas acara akustik emisi, menunjukkan onset dan frekuensi

tinggi konten tajam (terutama 100- 300 kHz) yang merupakan

ciri khas dari kegagalan getas.

C. Photomicrograph (atas) dari postexperiment sampel obsidian,

dipotong normal beban yang diterapkan, menunjukkan

pembentukan menipu di melengkung permukaan patah getas;

SEM gambar (bawah) menunjukkan detail dari permukaan

fraktur yang khas.

Experimental Dasar Asal Sinyal seismik Selama Magma Ascending

Dalam vulkanik Conduit

Pengetahuan kita tentang parameter dari magma naik dalam saluran

vulkanik bukan perkiraan. Ada dua model experimen yaiut, model proses

peledak dengan pecah dari permukaan magma ceria dan dan model yang tidak

membutuhkan pecahnya diafragma untuk menghasilkan ledakan gas-drivenModel shock-tabung. Model ini menjelaskan letusan eksplosif dengan

dekompresi cepat dari magma dalam tabung kejut. Menurut model ini,

magma bergelembung pada tinggi Tekanan dipisahkan dari udara pada

tekanan atmosfer oleh diafragma. Sebagai diafragma yang pecah, gelombang


18/27

kejut merambat ke udara, dan penghalusan sebuah gelombang merambat ke

dalam magma . Akibatnya, magma didekompresi dan mengembang.

Fragmen magma dan aliran diasumsikan berubahdari bubbly mengalir

ke dispersi gas-pyroclast ketika tegangan melingkar atau gas fraksi volume

mencapai batas tertentu. Dua jenis mekanisme fragmentasi diakui:

1. fragmen tinggi viskositas magma sebagai tegangan melingkar

mencapai kekuatan tarik dari lelehan (stres fragmentasi)

2. tegangan melingkar tidak tumbuh dalam viskositas rendah magma

sehingga fragmentasi yang terjadi setelah ekspansi gelembung

ketika fraksi volume gas mencapai batas (ekspansi fragmentasi).


19/27

Gambar 13. Pemodelan memperluas aliran gas-cairan dan osilasi tekanan di

memecah-belah aliran busa. (A) Representasi aliran eter-didorong

fragmenting dietil di persyaratan tinggi dalam tabung terhadap waktu plot

data optik dan tekanan. Posisi dari tekanan (P) dan optik (O) transduser

ditunjukkan di kiri dan kanan, masing-masing. Terbuka lingkaran menandai

kali di mana pertama 270 fragmen busa terdeteksi, dan lingkaran penuh

menunjukkan terjadinya aliran terfragmentasikan. Lingkaran pada

ketinggian nol merupakan waktu di yang P14 tekanan terdeteksi jatuh di

bawah 99 kPa pada dekompresi. Data tekanan memiliki telah tinggi-pass

disaring pada 5 Hz untuk menghapus transduser drift. Bagian noise-free

tekanan data antara 0,1 dan 0,3 s adalah data sintetik termasuk untuk

mengurangi efek filter high end-pass. Rentang tekanan (2 kPa) ditunjukkan

oleh bar skala. Shading mengidentifikasi daerah di mana rezim aliran yang

berbeda diamati. (B) Skema representasi dari rezim aliran dan osilasi


20/27

tekanan diamati dalam aliran busa fragmenting eter dietil-driven. Posisi

tekanan transduser ditunjukkan di sebelah kiri dan daerah aliran mewakili

kondisi 0,3 s dalam aliran (lihat bagian A). Di (A) menunjukkan

ketidakpastian di estimasi perbatasan antara daerah R dengan rezim aliran

yang berbeda.


21/27

Gambar 14. Sinyal akustik emisi dan spektogram yang diperoleh selama

deformasi dari sampel kering (peristiwa-frekuensi tinggi, panel A), dari

sampel jenuh air (peristiwa hybrid, panel B), dan dari sampel jenuh air yang

disebabkan oleh ventilasi cairan pori air melalui bagian atas dari peralatan

(peristiwa-frekuensi rendah, panel C). Baris atas di setiap panel

menggambarkan bentuk gelombang perwakilan, dengan spektogram listrik

diplot bawah (warna menunjukkan kekuasaan). Hybrid jenis bentuk

gelombang ditandai dengan timbulnya frekuensi tinggi dan frekuensi rendah

komponen dalam ekor (Gambar 3.3b). menunjukkan bahwa hibrida Peristiwa

gempa kemungkinan akan diproduksi oleh proses ganda retak nukleasi dan


22/27

deformasi timbulnya frekuensi tinggi dan, sekali jalur fluida ini dibuat, cairan

bergerak melalui kerusakan / jaringan retak memproduksi frekuensi rendah

resonansi terlihat di coda dari bentuk gelombang. Tren penting diamati

mengurangi kasus peristiwa hybrid yang mengarah ke tahap kegagalan dalam

percobaan, menunjukkan bahwa ada cairan pori di batu bergerak cukup cepat

untuk memberikan resonansi, dipandang sebagai frekuensi rendah coda.

Gambar 3.3c menunjukkan gelombang dari acara-frekuensi rendah murni dari

Percobaan yang sama dengan sampel jenuh air. Hal ini disebabkan oleh

ventilasi cairan pori air melalui bagian atas peralatan. Ini memiliki efek

mengisolasi mekanisme generasi frekuensi tinggi (mikro-retak) menunjukkan

lowfrequency jelas sinyal dengan kekuatan yang signifikan pada frekuensi

rendah (50-100 kHz). Benson et al. (2010) menyimpulkan bahwa peristiwa

seismik hybrid, pada kenyataannya, jenis umum peristiwa seismik vulkanik

dengan baik frekuensi tinggi atau frekuensi rendah peristiwa yang mewakili

anggota dan yang sebagian tergantung pada fluida pori yang hadir di batu-

jenis yang cacat, serta seberapa dekat batu adalah kegagalan.

Deskripsi Umum Sumber Sinyal seismik di Gunung berapi

Kesetaraan system gaya pada sumber gempa bumi. Menurut Backus

dan Mulcahy (1976), sumber gempa dari gempa tektonik adalah sumber yang

berasal dalam bumi; kekuatan yang setara sistem diberikannya total angka

atau total torsi. Dapat dicontohkan sat tensor seismic pada sat yang sama.

Bidang perpindahan yang dihasilkan oleh sumber gempa di gunung berapi

dijelaskan oleh teorema representasi dan dapat ditulis untuk titik sumber dapat

ditulis :

dimana Ui (t) adalah i-komponen perpindahan seismik pada penerima

pada waktu t, Fj (t) adalah riwayat waktu dari gaya yang diterapkan dalam

arah j, MJQ (t) adalah sejarah saat yang JQ-komponen (j, q5x, y, z) dari


23/27

tensor momen, dan Gij (t) adalah Green tensor fungsi yang berkaitan dengan

i-komponen perpindahan pada posisi penerima dengan j-komponen kekuatan

impulsif pada posisi sumber Notasi q.

Penjumlahan atas indeks diulang tersirat. Oleh karena itu, sumber

umum sinyal seismik di gunung berapi dapat diwakili oleh kombinasi dari

unsur-unsurnya seperti kekuatan tunggal F, seismik saat M, dan Green fungsi

delta Gij (t). Sebuah singkat deskripsi dari tiga unsur tersebut diberikan di

bawah ini.

Fungsi Green Gij (x, t; , ) adalah komponen i dari perpindahan

pada (x, t) gembira dengan dorongan Unit diterapkan di x= dan

t= dalam arah j. green fungsi menggabungkan efek elastis dan

inelastis propagasi dari sumberke penerima dan menggambarkan

sinyal yang akan tiba di seismometer jikafungsi sumber-waktu

adalah fungsi delta (Stein dan Wysession, 2003).

Tunggal angkatan, Takei dan Kumazawa (1994) mendefinisikan

kekuatan tunggal Fj sebagai pertukaran momentum antara volume

sumber gempa dan seluruh bumi. Mereka menyatakan bahwa

kekuatan tunggal berasal dari perbedaan antara struktur kepadatan

yang ditentukan Model dan bahwa dari nilai aktual di kawasan

sumber sebelum acara dan dari perubahan temporal struktur

kepadatan di wilayah sumber yang disebabkan oleh perpindahan

terbatas massa selama acara. Yang terakhir adalah efek nonlinear

disebabkan oleh adveksi massa, yang dapat terjadi oleh aliran

fluida, terutama di gunung berapi daerah. Menurut Chouet (2003),selama pendakian dari siput gas dalam kolom cairan ke

permukaan, bergerak cair ke bawah untuk mengisi kekosongan

yang ditinggalkan oleh gas naik. Tenggelamnya cair padat

mengubah struktur kepadatan kolom cairan dan melepaskan energi


24/27

gravitasi. Contoh lain dari vertikal kekuatan tunggal adalah

kekuatan takut yang dihasilkan oleh jet vulkanik selama letusan

(Kanamori et al, 1984;.. Chouet et al, 1997). Sumber kekuatan

tunggal dapat digunakan untuk studi ledakan vulkanik dan tanah

longsor (Kanamori dan Mengingat, 1982; Nishimura, 1995).

Seismic momen tensor, Simetris orde kedua seismik saat tensor

Mij menggambarkan keseluruhan fitur dari sumber gempa dan

terdiri dari enam komponen independen. Setiap komponen dari

Mij sesuai dengan satu set kekuatan yang berlawanan (Gambar

3.7). Saat tensor seismik, sebagai simetris orde kedua tensor,

memiliki enam independen komponen sedangkan dua pasangan

kekuatan tubuh setara untuk dislokasi geser hanya memiliki empat

derajat kebebasan. Kedua derajat tambahan kebebasan adalah

komponen non? double-pasangan sumber yang dapat dianggap

sebagai bola, sumber silinder atau retak tarik diambil sebagai

anggota ujungnya.


25/27

Gambar 15. Sembilan pasang gaya yang berhubungan komponen momen

tensor

Parameter sumber gempa gempa vulkanik dapat ditentukan dari

gelombang inversi dengan menemukan paling cocok antara diamati dan

sintetis seismic bentuk gelombang. Bentuk gelombang inversi sinyal seismik

gempa vulkanik adalah lebih rumit dari inversi dari gempa tektonik.

Sementara sumber gempa tektonik diwakili oleh tensor momen yang sesuai

untuk dua pasangan, sinyal seismik di gunung berapi, seperti yang disebutkan,

dapat dihasilkan oleh proses sumber yang kompleks, yang membutuhkan

representasi sumber umum yang terdiri dari kekuatan tunggal dan tensor

momen. Selanjutnya, bukannya langkah-seperti fungsi untuk fungsi sumber-

waktu gempa tektonik, sejarah waktu kompleks pada sumber sinyal berapi-

seismik, yang diwakili oleh fungsi Green.


26/27

Gambar 16. Pertunjukan gelombang diperoleh untuk 22 September 1997 ,

di mana enam komponen saat-tensor dan tiga komponen tunggal kekuatan

diasumsikan untuk sumber mekanisme. Garis tipis mengindikasikan

sintetis, dan garis-garis tebal mewakili kecepatan diamati bentuk

gelombang. Kode stasiun dan komponen gerak ditunjukkan di bagian

kanan atas setiap seismogram.

Penggunaan fungsi Hijau adalah penting untuk mendapatkan solusi

yang tepat baik waktu maupun domain frekuensi. Jika sumber terletak di

media yang dapat didekati dengan homogen atau struktur berlapis dengan

permukaan datar, fungsi Green dapat dihitung dengan menggunakan penyebar

matriks dan metode bilangan gelombang diskrit. Namun, situasi ini tidak

umum di daerah vulkanik, dan perlu untuk memperhitungkan topografi dan

struktur heterogen gunung berapi. Batas terpisahkan metode persamaan dan

metode elemen batas dapat digunakan untuk mengukur efek topografi tiga

dimensi dalam struktur homogen atau berlapis. Untuk mengobati baik

topografi dan heterogenitas struktural secara bersamaan, yang terbatas-

perbedaan Metode dan metode kisi diskrit cocok (Kumagai, 2009).


27/27

PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf

Documents

Transcript of PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf