Bandungská pánev je náhorní plošina obklopená několika horami a aktivními sopkami. Morfologie pánve vznikla v důsledku tektonické a vulkanické činnosti během čtvrtohor. Během pozdních čtvrtohor se v pánvi ukládaly silné jezerní sedimenty. Tyto usazeniny mohou skrývat několik pohřbených zlomů. Zlom Lembang se nachází v severní části Bandungské pánve, kde se nachází město Bandung. Administrativně se tato pánev nachází v provincii Západní Jáva a je obklopena několika pohořími, která jsou spojena s mapovanými zlomy (obr. 1). Bandung je hustě osídlené město v Indonésii. Je obklopeno několika zlomy, které mohou být potenciálními zdroji zemětřesení. S ohledem na snižování rizika katastrof je důležité odhalit seismicitu v této oblasti. Studovali jsme seismickou aktivitu v okolí zlomu Lembang, který je nejvýraznějším zlomem v povodí.

Vznik zlomu Lembang vysvětlil Dam . V raných a středních čtvrtohorách se vytvořila západovýchodně orientovaná vrchovina s nejstaršími sopkami komplexu Burangrang-Sunda (včetně sopky Tangkubanperahu), sopečné hřebeny a vrcholy v severovýchodní oblasti Lembangu a většina sopečného terénu mezi Bandungem a Sumedangem. Po vybudování sopky Sunda došlo v důsledku gravitačního kolapsu, způsobeného navážením obrovského množství sopečných usazenin na tvárné mořské sedimenty, ke vzniku tahových zlomů a diapirických struktur v přípovrchových vrstvách severního úpatí svahů (Van Bemmelen, ). Rifting spojený s katastrofickými sektorovými poruchovými erupcemi zničil sopečné kužely, zatímco deprese hlavního rezervoáru magmatu vedla k normálním zlomům a vzniku Lembangského zlomu. Tento zlom s impozantním skarpem studoval Tjia , který dospěl k závěru, že došlo jak ke staršímu ponornému, tak k mladšímu příčnému posunu.

Nejnovější paleoseismologická studie ukazuje několik důkazů blízké minulé činnosti zlomu. Tato studie dospěla k závěru, že během posledních 2 kyrs byl Lembangský zlom schopen vyvolat zemětřesení o síle ~ 6,8 a 6,6 magnituda přibližně ve 2 a 0,5 kyrs BP . Z toho vyplývá, že zlom může být v budoucnu schopen vyvolat zemětřesení srovnatelné síly.

Bandungská pánev, jak je vidět na (obr. 1), bude působit jako zesilovač seismických vln, pokud zlom Lembang vyvolá zemětřesení. Míra zesílení závisí na tloušťce sedimentů. Struktura sedimentů byla zkoumána pomocí metody mikrotremorické soustavy , která ukázala, že nejhlubší podloží dosahuje přibližně 3,5 km. Zesílení seismických vln v Bandungské pánvi simuloval Afnimar pomocí Haskellovy metody.

Ačkoli paleoseismologická studie Lembangského zlomu ukazuje důkazy o významných zlomech v minulosti, seismicita v okolí Lembangského zlomu je obecně velmi nízká a lidé ji většinou nevnímají. Zemětřesení o síle M 2,9 z 21. července 2011 a zemětřesení o síle M 3,3 z 28. srpna 2011 (zpráva BMKG) byly mimo jiné těmi, které lidé zaznamenali a které přinesly bodové škody na domech v okolí zlomové zóny a byly zaznamenány místní seismickou sítí v okolí zlomu. Doposud nebyl proveden podrobný seismický průzkum zlomu Lembang. V této studii jej zkoumáme pomocí lokalizace hypocentra (včetně určení 1-D rychlosti) a analýzy ohniskového mechanismu.

Data

V okolí zlomu Lembang byla od května 2010 do prosince 2011 společností BMKG rozmístěna časová seismická síť (obr. 2). Čtyři seismometry Taurus-Nanometrics jsou instalovány v Lembangu (LEM), Cimenyanu (MYN), Parongpongu a v okolí Cibodasu. V polovině roku 2010 byly dva seismometry přemístěny z Parompongu a Cibodasu k sopkám Tangkubanperahu (TKP) a Ciater (ATR), aby se zabránilo hluku ze zemědělské činnosti. Během těchto dvou let síť zaznamenala přibližně 15 zemětřesení. Tento výzkum bude analyzovat pouze události, které vznikly v okolí Lembangu.

Jeden příklad zaznamenaného průběhu seismických vln je uveden na (obr. 3). Výběr příchodu vlny P vychází z jejího nástupu, který je na seismogramech jasně patrný. Obtížnější je najít nástup vlny S, zejména na seismogramu ze stanice MYN. Naštěstí horizontální složky seismogramů ze stanic LEM, TKP a ATR vykazují jasné nástupy S vlny. Výběr vln S z těchto tří stanic by mohl být použit jako vodítko pro nalezení fáze vlny S na seismogramu ze stanice MYN. Na stanici MYN jsou před příchodem vlny S pozorovány jedna nebo dvě fáze. Tyto fáze pravděpodobně vznikají z odrazů způsobených komplikovanou strukturou severně od této stanice.

Metody

Prvním krokem, který je třeba provést při analýze zemětřesení, je určení polohy zemětřesení. Lokalizace zemětřesení zahrnuje zeměpisnou polohu, hloubku a čas vzniku. Čas vzniku lze určit pomocí takzvaného Wadatiho diagramu . Výsledek z Wadatiho diagramu je jedním ze vstupů gradientové inverzní metody, která se obvykle používá k lokalizaci jedné události. Z tohoto důvodu se tato metoda často používá jako určení jedné události (SED). Rychlostní struktura použitá v tomto kroku je odhadnuta z geologických struktur v okolí zlomu Lembang. Tuto inverzní metodu poprvé zavedl a použil Geiger a nazval ji Geigerova metoda lokalizace zemětřesení. Výsledek metody SED je třeba přepočítat vzhledem k heterogenitě struktury v okolí zlomu Lembang. Společnou metodu lokalizace hypocenter (JHD) poprvé navrhl Douglas, aby zohlednil zbytkový čas na všech stanicích (korekce stanic) způsobený rychlostní heterogenitou umístění stanic. Kissling a kol. rozšířili metodu JHD zahrnutím 1-D rychlostního modelu jako parametru do inverze.

Pro odhad mechanismu zemětřesení je v tomto výzkumu použita inverze tenzoru momentu vyvinutá Kugem. Optimálního řešení tenzoru momentu je dosaženo nejlepším přizpůsobením mezi pozorováním a syntetickými průběhy prostřednictvím procesu inverze. Syntetické průběhy jsou vypočteny rozšířenou metodou odrazivosti vyvinutou Kohketsuem . Struktura rychlosti, v níž je syntetická vlna vypočtena, je výsledkem 1-D rychlostního modelu z JHD. Pozorovací průběhy rychlostí jsou rozřezány od počátku vlny P do impulsu vlny S (s oknem 5 až 10 s) a jsou filtrovány v rozsahu 0,075-0,25 Hz pomocí SAC. U malých událostí se někdy průběhy rychlostí události integrují, aby se získaly průběhy posunutí a snížil se tak zvonivý vzor. Uvádíme původní výstupy vztahující se k události s nejvyšší magnitudou (obrázek 4) a k události s nejnižší magnitudou (obrázek 5). Shoda mezi průběhy z pozorování a syntetickými průběhy pro všechny události se liší, což se pozná podle hodnoty odchylky (viz obrázky 4 a 5). Přestože hodnoty rozptylu kolísají, syntetické průběhy stále pokrývají trend pozorování. Pozorovací průběhy zaznamenané na stanici TKP vypadají jako zašuměné a nemohou se dobře shodovat se syntetickými průběhy. Dokonce některé události, například událost na (obr. 5), nelze na této stanici z pozorovacích průběhů identifikovat. Důvodem by měla být heterogenita struktury v okolí sopky Tangkubanperahu.

Poloha zemětřesení a ohniskový mechanismus

Přemístěná hypocentra SED získaná pomocí metody JHD pro všechny události uvedené v (tabulce 1) a jejich dvojspojková řešení výsledků tenzorů momentu uvedená v (tabulce 2) jsou vynesena na (obrázcích 6 a 7). Zdá se, že většina z nich má vztah ke zlomu Lembang. Pouze dvě velmi mělké události (v hloubce menší než 5,0 km) se nacházejí ve východní části, a proto je nepravděpodobné, že by měly vztah ke zlomu Lembang.

Události související se zlomem Lembang silně naznačují, že tento zlom má levostrannou kinematickou složku s mírnou důvěrou. Severojižní vektorový pohyb australské desky (např. ) mohl být zodpovědný za kinematickou reverzi Lembangského zlomu po jeho původním vertikálním gravitačním pohybu. Počáteční pohyb východního segmentu zlomu mohl být vyvolán kataklyzmatickou erupcí sopky Sunda, jak vysvětluje Van Bemmelen , a pohyb západního segmentu kataklyzmatickou erupcí sopky Proto-Tangkubanperahu, jak vyvozuje Nossin et al. , ale následné pohyby měly být vyvolány pomalou akumulací deformace z pohybu australské desky na SZ. Z toho by se dalo odvodit, že ačkoli zlom Lembang kinematicky vznikl jako normální zlom, kinematicky se změnil na levostranný strike-slip zlom s trustovou (dip-slip) složkou. To by mohlo být vysvětlením výskytu slicken-lines s horizontální složkou, které uvádí Tjia (1968).

Široce uznávaná povrchová stopa zlomu Lembang se táhne v délce asi 15 km ve směru VJV – JZ (obr. 1) s úklonem ~ N282°V. Události 2, 3, 4, 5, 8 a 9 jsou rozloženy v oblasti západně od této dobře známé povrchové stopy Lembangského zlomu (obr. 6). Protože hypocentra těchto událostí leží v určité vzdálenosti od této povrchové stopy, zdá se, že na první pohled nesouvisejí se zlomem Lembang. Ale úseky zlomových rovin označené (I) v (tabulce 2) jsou zcela v souladu s úseky zlomu Lembang. Jejich vertikální rozložení podél příčného řezu AB vyznačeného na (obr. 7) také dobře odpovídá možnému prodloužení zlomu Lembang směrem na západ za předpokladu téměř vertikálního poklesu, který je v souladu s odhadovanými zlomovými rovinami. Z těchto důvodů interpretujeme tyto události jako související se zlomem Lembang. To znamená, že zlom Lembang se táhne nejméně o 10 km západněji, než by se dalo odvodit z jeho povrchové stopy. V důsledku toho by se od koncového bodu zlomu Lembang měla mírně západním směrem táhnout zlomová linie. Tato linie by mohla být spojena se stávající linií zlomu Lembang a morfologicky neexponovaná (čárkovaná linie na obrázku 6), nebo se jedná o jiný segment zlomu Lembang. Na základě regionálního mapování morfologických rysů Horspool et al. oznámil, že na západním konci je linie zlomu mírně zahnutá k jihu a vykazuje tvar přesličky. Na jižním konci tohoto přesličkového tvaru se téměř rovnoběžně se zlomem Lembang táhne další možná zlomová linie, kde se severně od této linie rozkládají události 2, 3, 4, 5, 8, 9. V tomto místě se nachází další zlomová linie. Proto jednoduše interpretujeme, že tyto události souvisely s touto linií, která je pravděpodobně dalším segmentem zlomu Lembang. Na základě těchto událostí můžeme také určit geometrii zlomu Lembang. Průměrný tah je asi 277°, což se příliš neliší od povrchové trendové linie 282°, ponor je asi 85° a sklon je asi 35°.

Výsledek měření GPS azimutu skluzu australské desky dal průměrný směr ~ N20-21°E . Vzhledem k tomu, že obecný trend zlomu Lembang je N282°E (obr. 8), proto by případná kinematika zlomu měla mít levostrannou složku. Obecný směr tlakové osy všech událostí rozložených v západní části zlomu Lembang tuto myšlenku potvrzuje. Průměrný směr těchto událostí je šikmý levostranný zlom s průměrnou tlakovou osou N 225,3° E. To může vysvětlovat vývoj rysu tvaru přesličky mezi stávající linií zlomu Lembang a navrhovanou další linií jako transtenzní jog. Nová schematická geometrie zlomu Lembang je uvedena na (obr. 9).

Události, ke kterým došlo ve východní části zlomu Lembang, jsou rozloženy v oblasti, kde se během kataklyzmatické erupce sopky Sunda přibližně v období 0,2-0,18 mil. let vyvinula grabenová struktura . Tento graben ohraničovala dvojice zlomů orientovaných V-Z na severu a jihu . Jižní hranice je pak rozpoznána jako východní úsek zlomu Lembang. Tato počáteční geologická struktura ovlivňuje další místní tektonický vývoj, jak je uvedeno v událostech 1, 6 a 7. Ohniskové mechanismy těchto událostí, zejména událostí 1 a 7, naznačují zjevnou normální zlomovou složku (gravitační kolapsy). Události 1 a 7 mohou souviset se zlomy menších poruch v oblasti grabenů severně od zlomu Lembang. Událost 6 by vzhledem ke své poloze (obr. 7) a ohniskovému mechanismu mohla souviset s východní částí zlomu Lembang. Zjevná levostranná složka události 6 je v souladu s událostmi rozloženými na západě zlomu Lembang, a silně tak naznačuje levostrannou kinematiku zlomu Lembang.

Struktura rychlostí

Struktura 1-D včetně rychlostí vln P a S (tabulka 3) získaná metodou JHD je prezentována jako graf závislosti hloubky na rychlosti (obrázek 10). Na tomto obrázku je uvedena interpretace. Z grafu Vp lze rozlišit tři vrstvy, tj. vysoké hodnoty Vp v hloubkách hlubších než 6 km s výjimkou hloubky 18 km, střední hodnoty Vp v hloubkách od ~6 do ~0,75 km a nízké hodnoty Vp v hloubkách mělčích než 0,75 km. Rozsah vysokých, středních a nízkých hodnot Vp je vyšší než 4,0, 3,0-4,0 a 2,0-3,0 km/s v tomto pořadí. Z grafiky Vp lze rozlišit dvě vrstvy, tj. vysoké Vp v hloubkách hlubších než 6 km a nízké Vp v hloubkách mělčích než 6 km. Rozsah vysokých a nízkých hodnot Vs je vyšší, resp. nižší než 2,5 km/s. Z grafiky Vp/Vs lze rozlišit dvě vrstvy, tj. vysoké Vp/Vs v hloubkách hlubších než 0,75 km a nízké Vp/Vs v hloubkách mělčích než 0,75 km. Rozsah vysokých a nízkých hodnot Vp/Vs je vyšší než 1,5, resp. nižší. Podle toho lze odvodit konfiguraci stratigrafie v okolí zlomu, která se skládá ze tří vrstev, tj. vysoké Vp/Vs s vysokým Vp a Vs na dně (méně než 6 km), vysoké Vp/Vs se středním Vp a nízkým Vs uprostřed (6 – 0,75 km) a nízké Vp/Vs s nízkým Vp a nízkým Vs nahoře (méně než 0,75 km). Horní hranice této vrstvy se pravděpodobně nachází v hloubce 0,5 až 1 km, na což poukazují výrazné poklesy Vp/Vs a Vp. Předpokládá se, že tato hranice je v 0,75 km. Spodní hranice je pravděpodobně v hloubce mezi 5 a 8 km, jak ukazují výrazné poklesy Vs a Vp. Tato spodní hranice se předpokládá v 6 km. Vs jsou ve svrchních a středních vrstvách relativně nízké s jemným kolísáním.

Nízký Vp/Vs s nízkým Vp ve svrchní vrstvě může korelovat s velkým poměrem obsahu vody v pórech hornin. Takei uvádí, že vodou naplněné póry mají různý vliv na seismickou rychlost a Poissonův poměr, který závisí na tvaru pórů. Vodou naplněné póry s malým poměrem stran snižují seismickou rychlost s rostoucím Poissonovým poměrem. Vodou vyplněné póry s velkým poměrem stran však mohou s klesající seismickou rychlostí mírně snižovat Poissonův poměr. Z tohoto pohledu může vysoký Vp/Vs se středním Vp a nízkým Vs ve střední vrstvě naznačovat menší poměr stran obsahu vody v této vrstvě ve srovnání s horní vrstvou. Nižší Vp/Vs s vysokým Vp a Vs ve spodní vrstvě může naznačovat nejmenší poměr obsahu vody ve srovnání s obsahem vody ve střední a horní vrstvě.

Při porovnání s obecnou geologií studované oblasti (obr. 11) by horní vrstva měla představovat čtvrtohorní vulkanickou vrstvu. Střední a spodní vrstvy by měly představovat třetihorní sedimentární vrstvu nebo podloží podle Satakeho a Harjono .

Staniční korekce získané metodou JHD jsou uvedeny v tabulce (Tab. 4). Záporné staniční korekce u LEM jsou pozorovány na podložních horninách a kladné na sedimentárních nebo zvětralinových horninách. To znamená, že vlny dorazily dříve na stanice na podložních horninách než na stanice na sedimentech nebo zvětralinách. Pujol získal z dat sekvence mainshock-aftershock v kalifornském městě Loma Prieta mínusové hodnoty korekce související s anomáliemi vysokých rychlostí a naopak. Náš výsledek ukazuje podobnou indikaci jako v případě Loma Priety. Mínusová hodnota v LEM souvisí s výstupem vyvřelých hornin (anomálie vysokých rychlostí) podél zlomu Lembang. Plusové hodnoty u TKP, MYN a ATR souvisejí s vulkanickou zónou (anomálie nízkých rychlostí).

Závěry

Z tohoto šetření byla zjištěna stratigrafie studované oblasti na základě Vp, Vs a Vp/Vs, která se skládá ze tří vrstev. Z hlediska poměru stran obsahu vody je svrchní vrstva s nízkým Vp/Vs, nízkým Vp a nízkým Vs tvořena horninami s největším poměrem stran obsahu vody. Spodní vrstva s vysokým Vp/Vs, vysokým Vp a vysokým Vs je tvořena horninami s nejmenším poměrem obsahu vody. Ve srovnání s obecnou geologií oblasti by vrchní vrstva měla představovat čtvrtohorní vulkanickou vrstvu a střední a spodní vrstva by měla představovat třetihorní sedimentární vrstvu.

Zdrojovým mechanismem zemětřesení podél zlomu Lembang je levostranný zlom. Všechny západní události pravděpodobně souvisejí s novým segmentem zlomu Lembang. Tento nový segment je možná vyvinut tlakem australské desky, na který poukazuje rys přesličky. Dvě mělké východní události souvisejí s menšími zlomy a jsou způsobeny gravitačním kolapsem

.