Das Bandung-Becken ist eine Hochebene, die von mehreren Bergen und aktiven Vulkanen umgeben ist. Die Morphologie des Beckens entstand durch tektonische und vulkanische Aktivitäten während des Quartärs. Im Spätquartär wurden im Becken dicke Seesedimente abgelagert. Diese Ablagerungen verbergen möglicherweise mehrere vergrabene Verwerfungen. Die Lembang-Verwerfung befindet sich im nördlichen Teil des Bandunger Beckens, in dem sich die Stadt Bandung befindet. Administrativ gesehen liegt dieses Becken in der Provinz Westjava und ist von mehreren Bergen umgeben, die mit kartierten Verwerfungen verbunden sind (Abbildung 1). Bandung ist eine dicht besiedelte Stadt in Indonesien. Sie ist von mehreren Verwerfungen umgeben, die potenzielle Erdbebenherde darstellen können. Im Hinblick auf die Verringerung des Katastrophenrisikos ist es wichtig, die Seismizität in diesem Gebiet zu ermitteln. Wir untersuchten die seismischen Aktivitäten rund um die Lembang-Verwerfung, die auffälligste Verwerfung im Becken.

Die Entstehung der Lembang-Verwerfung wurde von Dam erklärt. Im frühen bis mittleren Quartär bildeten sich das west-östlich verlaufende Hochland mit den ältesten Vulkanen des Burangrang-Sunda-Komplexes (einschließlich des Vulkans Tangkubanperahu), die vulkanischen Kämme und Gipfel im nordöstlichen Lembang-Gebiet und der größte Teil des vulkanischen Geländes zwischen Bandung und Sumedang. Nach dem Aufbau des Sunda-Vulkans verursachte ein Gravitationskollaps, der durch die Auflast enormer Mengen vulkanischer Ablagerungen auf duktilen Meeressedimenten verursacht wurde, Schubverwerfungen und diapirische Strukturen in den oberflächennahen Schichten der nördlichen Fußhänge (Van Bemmelen, ). Rifting in Verbindung mit katastrophalen Ausbrüchen zerstörte die Vulkankegel, während der Druckabfall im Hauptmagma-Reservoir zu normalen Verwerfungen und zur Bildung der Lembang-Verwerfung führte. Diese Verwerfung mit einer beeindruckenden Steilwand wurde von Tjia untersucht, der zu dem Schluss kam, dass es sowohl zu einer älteren Dip-Slip- als auch zu einer jüngeren Strike-Slip-Verschiebung gekommen war.

Eine neuere paläoseismologische Studie zeigt mehrere Anzeichen für Aktivitäten der Verwerfung in der nahen Vergangenheit. Diese Studie kam zu dem Schluss, dass die Lembang-Verwerfung in den letzten 2 Jahren Erdbeben der Stärke 6,8 und 6,6 bei etwa 2 bzw. 0,5 Kilometern vor Christus hervorrufen konnte. Dementsprechend könnte die Verwerfung in der Zukunft Erdbeben vergleichbarer Stärke auslösen.

Das Bandung-Becken (siehe Abbildung 1) wird seismische Wellen verstärken, wenn die Lembang-Verwerfung ein Erdbeben auslöst. Das Ausmaß der Verstärkung ist von der Sedimentdicke abhängig. Die Sedimentstruktur wurde mit Hilfe der Mikrotremor-Array-Methode untersucht, die ergab, dass das tiefste Fundament etwa 3,5 km tief ist. Die seismische Wellenverstärkung im Bandung-Becken wurde von Afnimar mit der Haskell-Methode simuliert.

Obwohl paläoseismologische Untersuchungen der Lembang-Verwerfung Hinweise auf bedeutende Verwerfungen in der Vergangenheit zeigen, ist die Seismizität um die Lembang-Verwerfung im Allgemeinen sehr gering und wird von den Menschen meist nicht wahrgenommen. Am 21. Juli 2011 wurde ein Erdbeben der Stärke M 2,9 und am 28. August 2011 ein Erdbeben der Stärke M3,3 (BMKG-Bericht) registriert, die von den Menschen wahrgenommen wurden und Schäden an Häusern in der Nähe der Verwerfungszone verursachten, und die vom lokalen seismischen Netz um die Verwerfung aufgezeichnet wurden. Bisher wurden keine detaillierten seismischen Untersuchungen der Lembang-Verwerfung durchgeführt. In dieser Studie untersuchen wir sie mit Hilfe der Hypozentrumsverlagerung (einschließlich der Bestimmung der 1-D-Geschwindigkeit) und der Analyse des fokalen Mechanismus.

Die Daten

Ein zeitlich begrenztes seismisches Netzwerk (Abbildung 2) wurde von Mai 2010 bis Dezember 2011 vom BMKG rund um die Lembang-Verwerfung aufgebaut. Vier Taurus-Nanometrics Seismometer sind in Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong und um Cibodas installiert. Mitte 2010 wurden zwei Seismometer von Parompong und Cibodas zum Vulkan Tangkubanperahu (TKP) und Ciater (ATR) verlegt, um Geräusche durch landwirtschaftliche Aktivitäten zu vermeiden. In diesen zwei Jahren hat das Netz etwa 15 Erdbeben aufgezeichnet. In dieser Untersuchung werden nur Ereignisse analysiert, die aus dem Gebiet um Lembang stammen.

Ein Beispiel für die aufgezeichnete seismische Wellenform ist in (Abbildung 3) dargestellt. Die Ankunft der P-Welle wird anhand ihres Beginns bestimmt, der auf den Seismogrammen deutlich zu erkennen ist. Es ist schwieriger, den Beginn der S-Welle zu finden, insbesondere im Seismogramm der Station MYN. Glücklicherweise zeigen die horizontalen Komponenten der Seismogramme der Stationen LEM, TKP und ATR deutliche S-Wellen-Anfänge. Die Auswahl der S-Wellen an diesen drei Stationen könnte als Anhaltspunkt dienen, um die Phase der S-Welle im Seismogramm der Station MYN zu finden. An der Station MYN werden ein oder zwei Phasen vor der Ankunft der S-Welle beobachtet. Diese Phasen werden wahrscheinlich durch Reflexionen aufgrund der komplizierten Struktur nördlich dieser Station erzeugt.

Methoden

Der erste Schritt, der bei der Erdbebenanalyse gemacht werden sollte, ist die Bestimmung des Erdbebenstandortes. Ein Erdbebenstandort umfasst eine geographische Position, eine Tiefe und eine Entstehungszeit. Die Entstehungszeit kann mit Hilfe eines so genannten Wadati-Diagramms bestimmt werden. Das Ergebnis des Wadati-Diagramms ist ein Input für die Gradienteninversionsmethode, die normalerweise zur Lokalisierung eines Ereignisses verwendet wird. Aus diesem Grund wird diese Methode auch oft als Einzelereignisbestimmung (SED) bezeichnet. Die in diesem Schritt verwendete Geschwindigkeitsstruktur wird aus den geologischen Strukturen rund um die Lembang-Verwerfung abgeleitet. Diese Inversionsmethode wurde erstmals von Geiger eingeführt und angewandt und als Geiger-Methode der Erdbebenortung bezeichnet. Das Ergebnis der SED-Methode muss aufgrund der Strukturheterogenität um die Lembang-Verwerfung neu berechnet werden. Die JHD-Methode (Joint Hypocenter Location) wurde zuerst von Douglas vorgeschlagen, um die Restzeit an allen Stationen (Stationskorrektur) zu berücksichtigen, die durch die Geschwindigkeitsheterogenität der Stationsstandorte verursacht wird. Kissling et al. erweiterten die JHD-Methode, indem sie ein 1-D-Geschwindigkeitsmodell als Parameter in die Inversion aufnahmen.

Um den Erdbebenmechanismus abzuschätzen, wird in dieser Untersuchung die von Kuge entwickelte Momententensor-Inversion angewandt, um den Erdbebenmechanismus abzuschätzen. Die optimale Momententensor-Lösung wird durch die beste Anpassung zwischen Beobachtung und synthetischen Wellenformen durch den Inversionsprozess erreicht. Die synthetischen Wellenformen werden mit der von Kohketsu entwickelten erweiterten Reflektivitätsmethode berechnet. Die Geschwindigkeitsstruktur, für die die synthetische Wellenform berechnet wurde, ist ein 1-D-Geschwindigkeitsmodell, das aus dem JHD resultiert. Die Wellenformen der Beobachtungsgeschwindigkeit werden vom Beginn der P-Welle bis zum Impuls der S-Welle geschnitten (5 bis 10 s Fensterung) und mit SAC in 0,075-0,25 Hz gefiltert. Bei kleinen Ereignissen werden die Geschwindigkeitswellenformen eines Ereignisses manchmal integriert, um die Verschiebungswellenformen zu erhalten und so das Ringing-Muster zu reduzieren. Wir zeigen die Originalausgänge für das Ereignis mit der höchsten Magnitude (Abbildung 4) und für das Ereignis mit der niedrigsten Magnitude (Abbildung 5). Die Anpassung zwischen den Beobachtungswellenformen und den synthetischen Wellenformen für alle Ereignisse ist unterschiedlich und wird durch den Varianzwert gekennzeichnet (siehe Abbildungen 4 und 5). Obwohl die Varianzwerte variieren, entsprechen die synthetischen Wellenformen immer noch dem Trend der Beobachtungswellenformen. Die an der Station TKP aufgezeichneten Beobachtungswellenformen sehen verrauscht aus und lassen sich nicht gut mit den synthetischen Wellenformen in Einklang bringen. Sogar bei einigen Ereignissen, z. B. dem Ereignis in Abbildung 5, können die Beobachtungswellenformen an dieser Station nicht identifiziert werden. Der Grund dafür dürfte die strukturelle Heterogenität um den Vulkan Tangkubanperahu sein.

Erdbebenort und Herdmechanismus

Die verschobenen SED-Hypozentren, die mit der JHD-Methode für alle in (Tabelle 1) aufgelisteten Ereignisse erhalten wurden, und ihre Doppelkopplungslösungen der in (Tabelle 2) aufgelisteten Momententensorergebnisse sind in (Abbildungen 6 und 7) dargestellt. Die meisten dieser Ereignisse scheinen mit der Lembang-Verwerfung in Zusammenhang zu stehen. Nur zwei sehr flache Ereignisse (in einer Tiefe von weniger als 5,0 km) befinden sich im östlichen Teil und es ist daher unwahrscheinlich, dass sie mit der Lembang-Verwerfung in Verbindung stehen.

Die Ereignisse im Zusammenhang mit der Lembang-Verwerfung deuten stark darauf hin, dass diese Verwerfung eine linkslaterale Kinematik mit einer leichten Vertrauenskomponente aufweist. Die NNE-Vektor-Bewegung der australischen Platte (z.B. ) könnte für die kinematische Umkehrung der Lembang-Verwerfung nach ihrer ursprünglichen vertikalen Gravitationsbewegung verantwortlich gewesen sein. Die anfängliche Bewegung des östlichen Segments der Verwerfung könnte durch die kataklysmische Eruption des Sunda-Vulkans ausgelöst worden sein, wie Van Bemmelen erklärt, und die des westlichen Segments durch die kataklysmische Eruption des Proto-Tangkubanperahu-Vulkans, wie Nossin et al. folgern, aber die nachfolgenden Bewegungen sollten durch die langsame Akkumulation von Dehnungen durch die NNE-Bewegung der australischen Platte ausgelöst worden sein. Daraus ließe sich ableiten, dass die Lembang-Verwerfung zwar kinematisch als Normalverwerfung entstanden ist, sich aber kinematisch in eine linksseitige Streik-Slip-Verwerfung mit einer Trust-Komponente (Dip-Slip) umgewandelt hat. Dies könnte eine Erklärung für das Auftreten von Slicken-Linien mit horizontaler Komponente sein, über die Tjia (1968) berichtete.

Die weithin anerkannte Oberflächenspur der Lembang-Verwerfung erstreckt sich über etwa 15 km in ESE-WSW-Richtung (Abbildung 1) mit einem Streichen von ~ N282°E. Die Ereignisse 2, 3, 4, 5, 8 und 9 sind in einem Gebiet westlich dieser bekannten Oberflächenspur der Lembang-Verwerfung verteilt (Abbildung 6). Da die Hypozentren dieser Ereignisse in einiger Entfernung von dieser Oberflächenspur liegen, scheinen sie auf den ersten Blick nichts mit der Lembang-Verwerfung zu tun zu haben. Die Streichen der in Tabelle 2 mit (I) bezeichneten Verwerfungsebenen stimmen jedoch recht gut mit dem Streichen der Lembang-Verwerfung überein. Ihre vertikale Verteilung entlang des in (Abbildung 7) gezeigten Querschnitts AB passt ebenfalls gut zu einer möglichen Ausdehnung der Lembang-Verwerfung nach Westen, wenn man die nahezu vertikale Neigung annimmt, die mit den geschätzten Verwerfungsebenen übereinstimmt. Aus diesen Gründen interpretieren wir diese Ereignisse als mit der Lembang-Verwerfung in Zusammenhang stehend. Dies bedeutet, dass sich die Lembang-Verwerfung mindestens 10 km weiter westlich erstreckt, als aus ihrer Oberflächenspur zu schließen wäre. Folglich müsste es eine Verwerfungslinie geben, die sich vom Endpunkt der Lembang-Verwerfung leicht nach Westen erstreckt. Diese Linie könnte mit der bestehenden Lembang-Verwerfung verbunden und morphologisch nicht exponiert sein (gestrichelte Linie in Abbildung 6), oder es handelt sich um ein anderes Segment der Lembang-Verwerfung. Auf der Grundlage regionaler Kartierungen morphologischer Merkmale teilten Horspool et al. mit, dass die Verwerfungslinie am westlichen Ende leicht nach Süden abgewinkelt ist und die Form eines Schachtelhalms aufweist. Am südlichen Ende dieser Pferdeschwanzform verläuft eine weitere mögliche Verwerfungslinie fast parallel zur Lembang-Verwerfung, nördlich der Linie sind die Ereignisse 2, 3, 4, 5, 8 und 9 verteilt. Daher können wir einfach interpretieren, dass diese Ereignisse mit dieser Linie zusammenhängen, die wahrscheinlich ein weiteres Segment der Lembang-Verwerfung ist. Aus diesen Ereignissen können wir auch die Geometrie der Lembang-Verwerfung ableiten. Der durchschnittliche Streichen beträgt etwa 277°, was nicht so sehr von der Oberflächentrendlinie von 282° abweicht, die Neigung beträgt etwa 85° und der Neigungswinkel etwa 35°.

Die Ergebnisse der GPS-Messung des Azimuts der australischen Platte ergaben eine durchschnittliche Richtung von ~ N20-21°E. Da der allgemeine Trend der Lembang-Verwerfung N282°E ist (Abbildung 8), sollte die mögliche Kinematik der Verwerfung eine linkslaterale Komponente haben. Die allgemeine Richtung der Druckachse aller Ereignisse, die sich im westlichen Teil der Lembang-Verwerfung ereigneten, spricht für diese Annahme. Die durchschnittliche Richtung dieser Ereignisse ist eine schräge linkslaterale Verwerfung mit einer durchschnittlichen Druckachse von N 225,3° E. Dies könnte die Entwicklung der schachtelhalmförmigen Form zwischen der bestehenden Lembang-Verwerfungslinie und der vorgeschlagenen zusätzlichen Linie als transtensionale Verwerfung erklären. Eine neue schematische Geometrie der Lembang-Verwerfung ist in (Abbildung 9) dargestellt.

Die Ereignisse, die sich im östlichen Teil der Lembang-Verwerfung ereigneten, sind in einem Gebiet verteilt, in dem sich während der kataklysmischen Eruption des Sunda-Vulkans bei etwa 0,2-0,18 Ma eine Grabenstruktur entwickelt hatte. Dieser Graben wurde im Norden und Süden von einem Paar Ost-West-orientierter Verwerfungen begrenzt. Die südliche Grenze wird dann als das östliche Segment der Lembang-Verwerfung erkannt. Diese ursprüngliche geologische Struktur beeinflusst die weitere lokale tektonische Entwicklung, wie die Ereignisse 1, 6 und 7 zeigen. Die Entstehungsmechanismen dieser Ereignisse, insbesondere der Ereignisse 1 und 7, deuten auf eine scheinbar normale Verwerfungskomponente hin (Gravitationskollaps). Die Ereignisse 1 und 7 könnten mit Verwerfungen kleinerer Verwerfungen im Grabenbereich nördlich der Lembang-Verwerfung zusammenhängen. Aufgrund seiner Lage (Abbildung 7) und seines Fokalmechanismus könnte Ereignis 6 mit dem östlichen Teil der Lembang-Verwerfung zusammenhängen. Die offensichtliche linksseitige Komponente von Ereignis 6 stimmt mit den Ereignissen überein, die westlich der Lembang-Verwerfung verteilt sind, und deutet somit stark auf eine linksseitige Kinematik der Lembang-Verwerfung hin.

Geschwindigkeitsstruktur

Die 1-D-Struktur einschließlich der P- und S-Wellengeschwindigkeiten (Tabelle 3), die mit der JHD-Methode ermittelt wurden, wird in Form von Grafiken der Tiefe gegenüber der Geschwindigkeit dargestellt (Abbildung 10). Die Interpretation ist in dieser Abbildung enthalten. Anhand der Vp-Grafik können drei Schichten unterschieden werden, nämlich hohe Vp-Werte in Tiefen von mehr als 6 km mit Ausnahme von 18 km, mäßige Vp-Werte in Tiefen von ~6 bis ~0,75 km und niedrige Vp-Werte in Tiefen von weniger als 0,75 km. Der Bereich der hohen, mäßigen und niedrigen Vp-Werte liegt bei über 4,0, 3,0-4,0 bzw. 2,0-3,0 km/s. Anhand der Vs-Grafik lassen sich zwei Schichten unterscheiden, nämlich hohe Vs-Werte in Tiefen von mehr als 6 km und niedrige Vs-Werte in Tiefen von weniger als 6 km. Der Bereich der hohen und niedrigen Vs-Werte ist höher bzw. niedriger als 2,5 km/s. Anhand der Vp/Vs-Grafik lassen sich zwei Schichten unterscheiden, nämlich hohe Vp/Vs-Werte in Tiefen von mehr als 0,75 km und niedrige Vp/Vs-Werte in Tiefen von weniger als 0,75 km. Der Bereich der hohen und niedrigen Vp/Vs-Werte liegt über bzw. unter 1,5. Dementsprechend kann die stratigraphische Konfiguration um die Verwerfung aus drei Schichten abgeleitet werden: hohe Vp/Vs mit hohen Vp- und Vs-Werten am Boden (weniger als 6 km), hohe Vp/Vs-Werte mit mäßigen Vp- und niedrigen Vs-Werten in der Mitte (6 – 0,75 km) und niedrige Vp/Vs-Werte mit niedrigen Vp- und niedrigen Vs-Werten am oberen Rand (weniger als 0,75 km). Die obere Grenze dieser Schicht befindet sich wahrscheinlich in einer Tiefe zwischen 0,5 und 1 km, was durch die deutliche Abnahme von Vp/Vs und Vp angezeigt wird. Es wird angenommen, dass diese Grenze bei 0,75 km liegt. Die untere Grenze befindet sich wahrscheinlich in einer Tiefe zwischen 5 und 8 km, wie aus den deutlichen Abnahmen von Vs und Vp hervorgeht. Diese untere Grenze wird bei 6 km angenommen. Die Vs sind in den oberen und mittleren Schichten relativ niedrig und schwanken nur geringfügig.

Niedrige Vp/Vs mit niedrigem Vp in der obersten Schicht können mit einem großen Aspektverhältnis des Wassergehalts in den Poren des Gesteins korrelieren. Takei berichtet, dass die wassergefüllten Poren eine unterschiedliche Wirkung auf die seismische Geschwindigkeit und die Poissonzahl haben, die von der Form der Poren abhängt. Wassergefüllte Poren mit einem kleinen Seitenverhältnis verringern die seismische Geschwindigkeit mit zunehmender Poissonzahl. Wassergefüllte Poren mit einem großen Aspektverhältnis können jedoch die Poissonzahl bei abnehmender seismischer Geschwindigkeit leicht senken. Unter diesem Gesichtspunkt können hohe Vp/Vs bei mäßigem Vp und niedrigem Vs in der mittleren Schicht auf ein kleineres Aspektverhältnis des Wassergehalts dieser Schicht im Vergleich zur oberen Schicht hinweisen. Niedrigere Vp/Vs mit hohen Vp und Vs in der unteren Schicht können auf das kleinste Aspektverhältnis des Wassergehalts im Vergleich zu dem in der mittleren und oberen Schicht hinweisen.

Im Vergleich zur allgemeinen Geologie des Untersuchungsgebiets (Abbildung 11) sollte die obere Schicht eine quartäre Vulkanschicht darstellen. Die mittleren und unteren Schichten sollten nach Satake und Harjono tertiäre Sedimentschichten oder das Grundgebirge darstellen.

Die mit der JHD-Methode erhaltenen Stationskorrekturen sind in Tabelle 4 aufgeführt. Die negativen Stationskorrekturen bei LEM treten auf Grundgestein auf und die positiven auf Sediment- oder Verwitterungsgestein. Dies bedeutet, dass die Wellen an Stationen auf Grundgestein früher ankommen als an Stationen auf Sediment- oder Verwitterungsgestein. Pujol ermittelte anhand der Daten der Haupt-/Nachbebenabfolge von Loma Prieta, Kalifornien, eine Korrektur der Minuswerte im Zusammenhang mit Anomalien bei hohen Geschwindigkeiten und umgekehrt. Unser Ergebnis zeigt ähnliche Hinweise wie das von Loma Prieta. Der Minuswert bei LEM steht im Zusammenhang mit dem Auftreten von Eruptivgestein (Hochgeschwindigkeitsanomalien) entlang der Lembang-Verwerfung. Die Pluswerte bei TKP, MYN und ATR stehen im Zusammenhang mit der vulkanischen Zone (niedrige Geschwindigkeitsanomalien).

Schlussfolgerungen

Aus dieser Untersuchung geht die Stratigraphie des Untersuchungsgebiets hervor, die auf Vp, Vs und Vp/Vs basiert und aus drei Schichten besteht. Betrachtet man das Aspektverhältnis des Wassergehalts, so besteht die oberste Schicht mit niedrigem Vp/Vs, niedrigem Vp und niedrigem Vs aus Gesteinen mit dem größten Aspektverhältnis des Wassergehalts. Die untere Schicht mit hohem Vp/Vs, hohem Vp und hohem Vs besteht aus Gesteinen mit dem kleinsten Aspektverhältnis des Wassergehalts. Im Vergleich mit der allgemeinen Geologie des Gebiets dürfte die oberste Schicht die Vulkanschicht des Quartärs und die mittlere und untere Schicht die Sedimentschicht des Tertiärs darstellen.

Der Entstehungsmechanismus der Erdbeben entlang der Lembang-Verwerfung ist eine linkslaterale Verwerfung. Alle westlichen Ereignisse stehen wahrscheinlich im Zusammenhang mit einem neuen Segment der Lembang-Verwerfung. Dieses neue Segment ist möglicherweise durch den Druck der australischen Platte entstanden, was durch die Schachtelhalmbildung angezeigt wird. Zwei flache östliche Ereignisse stehen im Zusammenhang mit den kleineren Verwerfungen und werden durch einen Gravitationskollaps verursacht.