Bandung-bækkenet er et plateau omgivet af adskillige bjerge og aktive vulkaner. Bassinets morfologi er dannet som følge af tektonisk og vulkansk aktivitet i løbet af kvartæret. Tykke søsedimenter blev aflejret i bassinet i løbet af det sene kvartær. Disse aflejringer kan skjule flere begravede forkastninger. Lembang-forkastningen ligger i den nordlige del af Bandung-bækkenet, hvor Bandung City er beliggende. Administrativt set ligger dette bassin i provinsen West Java og er omgivet af flere bjerge, som er forbundet med kortlagte forkastninger (figur 1). Bandung er en tætbefolket by i Indonesien. Den er omgivet af flere forkastninger, der potentielt kan være jordskælvskilder. Med hensyn til katastroferisikoreduktion er det vigtigt at afdække seismiciteten i dette område. Vi undersøgte de seismiske aktiviteter omkring Lembang-forkastningen, den mest iøjnefaldende forkastning i bækkenet.

Dannelsen af Lembang-forkastningen blev forklaret af Dam . I det tidlige-mellemste kvartær blev det vest-østgående højland med de ældste vulkaner i Burangrang-Sunda-komplekset (herunder Tangkubanperahu-vulkanen), de vulkanske højderygge og toppe i det nordøstlige Lembang-område og det meste af det vulkanske terræn mellem Bandung og Sumedang dannet. Efter opbygningen af Sunda-vulkanen forårsagede et gravitationskollaps, som skyldtes belastningen af enorme mængder vulkanske aflejringer på duktile marine sedimenter, trykforstyrrelser og diapiriske strukturer i de overfladenære lag på de nordlige fodskråninger (Van Bemmelen, ). Rifting i forbindelse med katastrofale sektorfejludbrud ødelagde de vulkanske kegler, mens trykaflastningen af det vigtigste magmareservoir førte til normale forkastninger og dannelsen af Lembang-forkastningen. Denne forkastning, der har en imponerende skarp, blev undersøgt af Tjia , som konkluderede, at der havde fundet både ældre dip-slip- og yngre strike-slip-forskydning sted.

Reneste palæoseismologiske undersøgelse viser flere beviser på nær fortidens aktiviteter i forkastningen. Denne undersøgelse konkluderede, at Lembang-forkastningen inden for de sidste 2 kyrs har været i stand til at producere jordskælv med en styrke på ~ 6,8 og 6,6 på henholdsvis ca. 2 og 0,5 kyrs BP . Forkastningen kan derfor være i stand til at udløse jordskælv af tilsvarende størrelsesordener i fremtiden.

Bandung-bækkenet som vist i (figur 1) vil virke forstærkende på de seismiske bølger, hvis Lembang-forkastningen udløser et jordskælv. Niveauet af forstærkning afhænger af sedimentets tykkelse. Sedimentstrukturen er blevet undersøgt ved hjælp af mikrotremor array-metoden , som viste, at det dybeste grundfjeld er ca. 3,5 km langt. Den seismiske bølgeforstærkning i Bandung-bækkenet blev simuleret af Afnimar ved hjælp af Haskells metode.

Og selv om palæoseismologiske undersøgelser af Lembang-forkastningen viser tegn på betydelige forkastninger i fortiden, er seismiciteten omkring Lembang-forkastningen generelt meget lav og for det meste ikke opfattet af mennesker. Den 21. juli 2011 var der et jordskælv af styrke M 2,9 og den 28. august 2011 et jordskælv af styrke M3,3 (BMKG-rapport), som bl.a. blev registreret af det lokale seismiske netværk omkring forkastningen, og som forårsagede skader på huse i nærheden af forkastningszonen. Indtil nu er der ikke blevet foretaget detaljerede seismiske undersøgelser af Lembang-forkastningen. I denne undersøgelse undersøger vi den ved hjælp af flytning af hypocenteret (herunder 1-D-hastighedsbestemmelse) og analyse af fokalmekanismen.

Dataene

Det tidsmæssige seismiske netværk (figur 2) er blevet udbygget omkring Lembang-forkastningen af BMKG fra maj 2010 til december 2011. Der er installeret fire Taurus-Nanometrics-seismometre ved Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong og omkring Cibodas. I midten af 2010 blev to seismometre flyttet fra Parompong og Cibodas til Tangkubanperahu Volcano (TKP) og Ciater (ATR) for at undgå støj fra landbrugsaktiviteter. I løbet af disse to år har netværket registreret ca. 15 jordskælv. Denne undersøgelse vil kun analysere de hændelser, der stammer fra området omkring Lembang.

Et eksempel på den registrerede seismiske bølgeform er vist i (figur 3). P-bølgens ankomstplukning er baseret på dens begyndelse, som er tydeligt synlig på seismogrammerne. Det er vanskeligere at finde S-bølgens begyndelse, især i seismogrammet fra station MYN. Heldigvis viser de horisontale komponenter i seismogrammerne fra stationerne LEM, TKP og ATR tydelige S-bølgebegyndelser. Udpegningen af S-bølger fra disse tre stationer kan bruges som en vejledning til at finde S-bølgefasen på seismogrammet fra station MYN. Der er observeret en eller to faser på station MYN før S-bølgens ankomst. Disse faser er sandsynligvis frembragt af refleksioner på grund af kompliceret struktur nord for denne station.

Metoder

Det første skridt, der skal tages ved jordskælvsanalyse, er bestemmelse af jordskælvets placering. Et jordskælvs placering omfatter en geografisk position, en dybde og et oprindelsestidspunkt. Oprindelsestidspunktet kan bestemmes ved hjælp af det, der kaldes et Wadati-diagram . Resultatet fra Wadati-diagrammet er et input til gradientinversionsmetoden, som normalt anvendes til at lokalisere en begivenhed. Dette er grunden til, at denne metode ofte anvendes som en enkelt begivenhedsbestemmelse (SED). Den hastighedsstruktur, der anvendes i dette trin, er gættet ud fra de geologiske strukturer omkring Lembang-forkastningen. Denne inversionsmetode blev først indført og anvendt af Geiger og kaldes Geiger-metoden til lokalisering af jordskælv. Resultatet af SED-metoden bør genberegnes på grund af strukturens heterogenitet omkring Lembang-forkastningen. En fælles hypocenterlokaliseringsmetode (JHD) blev først foreslået af Douglas for at tage højde for resttiden på alle stationer (stationskorrektion) som følge af hastighedsheterogenitet i stationernes placering. Kissling et al. udvidede JHD-metoden ved at inkludere en 1-D-hastighedsmodel som en parameter i inversionen.

For at estimere jordskælvsmekanismen anvendes momenttensorinversionen udviklet af Kuge i denne forskning til at estimere jordskælvsmekanismen. Den optimale momenttensor-løsning opnås ved den bedste tilpasning mellem observations- og syntetiske bølgeformer gennem inversionsprocessen. De syntetiske bølgeformer beregnes ved hjælp af den udvidede reflektivitetsmetode, der er udviklet af Kohketsu . Den hastighedsstruktur, hvor den syntetiske bølgeform er beregnet, er 1-D-hastighedsmodellen fra JHD. Observationshastighedsbølgeformerne er skåret fra P-bølgens begyndelse til S-bølgens puls (5 til 10 s vinduesinddeling) og er filtreret i 0,075-0,25 Hz ved hjælp af SAC. Nogle gange for små hændelser integreres hastighedsbølgeformerne for en hændelse for at få forskydningsbølgeformerne for at reducere ringmønsteret. Vi viser de originale output for hændelsen med den største størrelse (figur 4) og for den mindste hændelse (figur 5). Tilpasningen mellem observationsbølgeformerne og de syntetiske bølgeformer for alle hændelser er varierende og identificeres ved variansværdien (se figur 4 og 5). Selv om der er variation i variansværdierne, dækker de syntetiske bølgeformer stadig tendensen for de observerede bølgeformer. De observationsbølgeformer, der er optaget på station TKP, ser ud til at være støjende og passer ikke godt til de syntetiske bølgeformer. Selv ved nogle hændelser, f.eks. hændelsen i (figur 5), kan observationsbølgeformerne ikke identificeres på denne station. Årsagen skulle skyldes strukturens heterogenitet omkring Tangkubanperahu-vulkanen.

Jordskælvets placering og fokalmekanisme

De flyttede SED-hypocentre, der er opnået ved hjælp af JHD-metoden for alle de begivenheder, der er opført i (tabel 1), og deres dobbeltkoblede løsninger af momenttensorresultaterne, der er opført i (tabel 2), er plottet i (figur 6 og 7). De fleste af dem synes at have forbindelse med Lembang-forkastningen. Kun to meget lavvandede hændelser (i en dybde på mindre end 5,0 km) er placeret i den østlige del, og det er derfor usandsynligt, at de har forbindelse med Lembang-forkastningen.

Hændelserne i forbindelse med Lembang-forkastningen tyder stærkt på, at denne forkastning har venstre-lateral kinematik med en let trust-komponent. Den australske plades NNE-vektorbevægelse (f.eks. ) kan have været ansvarlig for den kinematiske omvendelse af Lembang-forkastningen efter dens oprindelige vertikale gravitationsbevægelse. Den indledende bevægelse af det østlige segment af forkastningen kan være blevet udløst af et kataklysmisk udbrud af Sunda-vulkanen som forklaret af Van Bemmelen , og det vestlige segment af et kataklysmisk udbrud af Proto-Tangkubanperahu-vulkanen som udledt af Nossin et al. men efterfølgende bevægelser skulle være blevet udløst af langsom belastningsakkumulering fra den australske plades NNE-bevægelse. Her kan det udledes, at selv om Lembang-forkastningen kinematisk set blev dannet som en normalforkastning, er den kinematisk set blevet omdannet til en venstre-lateral strike-slip-forkastning med en trust-komponent (dip-slip). Dette kunne være en forklaring på forekomsten af slicken-linjer med horisontal komponent rapporteret af Tjia (1968).

Det bredt anerkendte overfladespor af Lembang-forkastningen strækker sig over ca. 15 km i ØØ – VEST (figur 1) med en streg på ~ N282°Ø. Hændelser 2, 3, 4, 5, 8 og 9 er fordelt i et område vest for dette velkendte overfladespor af Lembang-forkastningen (figur 6). Da hypocentrene for disse hændelser ligger i nogen afstand fra dette overfladespor, synes de ved første øjekast ikke at have noget med Lembang-forkastningen at gøre. Men stregerne af de forkastningsflader, der er betegnet (I) i tabel 2, er helt i overensstemmelse med Lembang-forkastningens strejke. Deres lodrette fordeling langs tværsnittet AB, som er angivet i (figur 7), stemmer også godt overens med en mulig forlængelse af Lembang-forkastningen mod vest, hvis man antager det næsten lodrette fald, som er i overensstemmelse med de anslåede forkastningsflader. Af disse grunde fortolker vi disse hændelser som værende relateret til Lembang-forkastningen. Dette indebærer, at Lembang-forkastningen strækker sig mindst 10 km længere mod vest, end man kunne udlede af dens overfladeforløb. Der bør derfor være en forkastningslinje, der strækker sig lidt vestpå fra Lembang-forkastningens endepunkt. Denne linje kan være forbundet med den eksisterende Lembang-forkastningslinje og er morfologisk set ikke eksponeret (streglinje i figur 6), eller også er det et andet segment af Lembang-forkastningen. På grundlag af en regional kortlægning af morfologiske træk har Horspool et al. oplyst, at forkastningslinjen i den vestlige ende er let krogformet mod syd og har form som en hestestage. I den sydlige ende af denne form som en hesteslange strækker en anden mulig forkastningslinje sig næsten parallelt med Lembang-forkastningen, hvor begivenhederne 2, 3, 4, 5, 8 og 9 er fordelt nord for denne linje. Derfor tolker vi simpelthen, at disse hændelser var relateret til denne linje, som sandsynligvis er et andet segment af Lembang-forkastningen. Ud fra disse hændelser kan vi også fastslå geometrien af Lembang-forkastningen. Den gennemsnitlige streg er ca. 277°, hvilket ikke er så forskelligt fra overfladetrendlinjen på 282°, dykningen er ca. 85°, og skråningen er ca. 35°.

Resultatet af GPS-måling af den australske plades glid azimut gav en gennemsnitlig retning på ~ N20-21°E . Da den generelle tendens for Lembang-forkastningen er N282°E (figur 8), bør den mulige kinematik af forkastningen derfor have en venstre-lateral komponent. Den generelle retning af trykaksen for alle hændelser, der er fordelt på den vestlige del af Lembang-forkastningen, giver beviser for denne idé. Den gennemsnitlige retning af disse hændelser er en skrå venstre-lateral forkastning med en gennemsnitlig trykakse på N 225,3° Ø. Dette kan forklare udviklingen af den hesteslangeformede karakteristik mellem den eksisterende Lembang-forkastningslinje og den foreslåede yderligere linje som et transtensionelt ryk. En ny skematisk geometri af Lembang-forkastningen er præsenteret i (figur 9).

Hændelserne, der opstod i den østlige del af Lembang-forkastningen, er fordelt i et område, hvor en grabenstruktur havde udviklet sig under det kataklysmiske udbrud af Sunda-vulkanen omkring 0,2-0,18 Ma . Et par Ø-V-orienterede forkastninger i nord og syd afgrænsede denne graben . Den sydlige grænse er derefter anerkendt som det østlige segment af Lembang-forkastningen. Denne oprindelige geologiske struktur har indflydelse på den videre lokale tektoniske udvikling, som det fremgår af hændelse 1, 6 og 7. Disse hændelsers fokusmekanismer, især hændelse 1 og 7, tyder på en normal forkastningskomponent (gravitationelle sammenstyrtninger). Begivenhed 1 og 7 kan være relateret til forstyrrelser af mindre forkastninger i grabenområdet nord for Lembang-forkastningen. På grund af sin placering (figur 7) og sin fokalmekanisme kan hændelse 6 være forbundet med den østlige del af Lembang. Den tydelige venstre-laterale komponent i hændelse 6 er i overensstemmelse med de hændelser, der er fordelt vest for Lembang-forkastningen, og tyder således stærkt på venstre-lateral kinematik i Lembang-forkastningen.

Velocity structure

Den 1-D-struktur, herunder P- og S-bølgehastigheder (tabel 3), der er opnået ved JHD-metoden, er præsenteret som en grafisk fremstilling af dybde vs. hastighed (figur 10). Fortolkningen er angivet i denne figur. Der kan skelnes mellem tre lag ud fra Vp-grafikken, dvs. høje Vp-værdier i dybder dybere end 6 km med undtagelse af den ved 18 km, moderat Vp i dybder fra ~6 til ~0,75 km, og lav Vp i dybder mindre end 0,75 km. Intervallet af høje, moderate og lave Vp-værdier er henholdsvis højere end 4,0, 3,0-4,0 og 2,0-3,0 km/s. Der kan skelnes mellem to lag ud fra Vs-grafikken, dvs. høj Vs i dybder dybere end 6 km og lav Vs i dybder mindre end 6 km. Området for høje og lave Vs-værdier er henholdsvis højere og lavere end 2,5 km/s. Der kan skelnes mellem to lag på baggrund af Vp/Vs-diagrammet, dvs. høj Vp/Vs i dybder dybere end 0,75 km og lav Vp/Vs i mindre dybder end 0,75 km. Området for høje og lave Vp/Vs-værdier ligger henholdsvis over og under 1,5. Derfor kan stratigrafi-konfigurationen omkring forkastningen udledes af tre lag, dvs. høj Vp/Vs med høj Vp og Vs i bunden (mindre end 6 km), høj Vp/Vs med moderat Vp og lav Vs i midten (6-0,75 km) og lav Vp/Vs med lav Vp og lav Vs i toppen (mindre end 0,75 km). Den øverste grænse for dette lag ligger sandsynligvis i en dybde på mellem 0,5 og 1 km, hvilket fremgår af de markante fald i Vp/Vs og Vp. Det antages, at denne grænse ligger i 0,75 km højde. Den nederste grænse ligger sandsynligvis i en dybde på mellem 5 og 8 km, hvilket fremgår af de markante fald i Vs og Vp. Denne nedre grænse antages at ligge i 6 km dybde. Vs er relativt lavt i de øverste og mellemste lag med et svagt udsving.

Lavt Vp/Vs med lavt Vp i det øverste lag kan korrelere med et stort aspektforhold af vandindholdet i bjergarternes porer. Takei rapporterer, at de vandfyldte porer har en forskellig effekt på den seismiske hastighed og Poissons ratio, som afhænger af porernes form. Vandfyldte porer med et lille aspektforhold mindsker den seismiske hastighed med stigende Poisson-forhold. Vandfyldte porer med et stort aspektforhold kan derimod sænke Poissonforholdet en smule med faldende seismisk hastighed. Ud fra dette perspektiv kan et højt Vp/Vs med moderat Vp og lav Vs i det midterste lag indikere et mindre aspektforhold af vandindholdet i dette lag sammenlignet med det øverste lag. Lavere Vp/Vs med høj Vp og Vs i det nederste lag kan indikere det mindste aspektforhold af vandindholdet sammenlignet med vandindholdet i de midterste og øverste lag.

I sammenligning med den generelle geologi i undersøgelsesområdet (figur 11) bør det øverste lag repræsentere kvartære vulkanske lag. De midterste og nederste lag bør repræsentere tertiære sedimentære lag eller grundfjeld ifølge Satake og Harjono .

De stationskorrektioner, der er opnået ved hjælp af JHD-metoden, er anført i tabel 4. Den negative stationskorrektion ved LEM observeres at forekomme på grundfjeld, og de positive er dem på sedimentære eller forvitrende bjergarter. Det betyder, at bølgerne ankom tidligere til stationerne på grundfjeld end til stationerne på sediment- eller forvitringsbjergarter. Pujol opnåede minusværdikorrektion i forbindelse med højhastighedsanomalier og omvendt fra data fra Loma Prieta, Californien, hovedstød-efterskælv-sekvens. Vores resultat viser en lignende indikation som Loma Prieta-resultatet. Minusværdien ved LEM er relateret til udbruddet af magmatisk sten (højhastighedsanomalier) langs Lembang-forkastningen. Plusværdierne ved TKP, MYN og ATR er relateret til den vulkanske zone (lavhastighedsanomalier).

Konklusioner

Fra denne undersøgelse er stratigrafi af undersøgelsesområdet blevet afsløret baseret på Vp, Vs og Vp/Vs, der består af tre lag. I et perspektiv af aspektforholdet af vandindholdet er det øverste lag med lav Vp/Vs, lav Vp og lav Vs sammensat af bjergarter med det største aspektforhold af vandindholdet. Det nederste lag med høj Vp/Vs, høj Vp og høj Vs består af bjergarter med det mindste vandindholdsforhold. I sammenligning med den generelle geologi i området skulle det øverste lag repræsentere det kvartære vulkanske lag, og det midterste og nederste lag skulle repræsentere det tertiære sedimentære lag.

Kildemekanismen for jordskælv langs Lembang-forkastningen er venstre-lateral forkastning. Alle vestlige begivenheder er sandsynligvis relateret til et nyt segment af Lembang-forkastningen. Dette nye segment er måske udviklet af trykket fra den australske plade, hvilket indikeres af hestehalmtrækket. To lavvandede østlige begivenheder er relateret til de mindre forkastninger og skyldes et gravitationskollaps.