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.
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).
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
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.
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.
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.
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 Ba’rdanbunga 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.
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.
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
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
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
tersebut. Di sini, untuk konsentrasi awal diberikan terlarut c0 gas dan koefisien kelarutan kc (P.pnuc5c20 = K2 c2Δpnuc), 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, Δp5pg2pm, 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.
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 Δp 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
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 suhu tinggi 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
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:
ε0η.τs
dimana ε0, η, dan τs 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).
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-driven Model 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
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).
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
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.
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
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
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;η,τ) adalah komponen i dari perpindahan
pada (x, t) gembira dengan dorongan Unit diterapkan di x=ηdan t=τdalam 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
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.
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 sumber-waktu kompleks pada sumber sinyal berapi-seismik, yang diwakili oleh fungsi Green.
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).
