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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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).
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
6/27
Gambar 4. Klasisfiaksi gempa vulkanik minahasi
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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).
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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).
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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.
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
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).
7/25/2019 PENGANTAR VULKANIK SEISMOLOGI.pdf
27/27
Top Related