A Bandung-medence egy fennsík, amelyet számos hegység és aktív vulkán vesz körül. A medence morfológiája a negyedidőszaki tektonikus és vulkáni tevékenység következtében alakult ki. A medencében a késő negyedidőszakban vastag tóüledékek rakódtak le. Ezek a lerakódások számos eltemetett törést rejthetnek. A Lembang-törés a Bandung-medence északi részén található, ahol Bandung város található. Közigazgatásilag ez a medence Nyugat-Jáva tartományban található, és több hegység veszi körül, amelyekhez feltérképezett törések kapcsolódnak (1. ábra). Bandung sűrűn lakott város Indonéziában. Számos olyan törés veszi körül, amelyek potenciális földrengésforrások lehetnek. A katasztrófakockázat csökkentése szempontjából fontos, hogy feltárjuk a szeizmicitást ezen a területen. A szeizmikus tevékenységet a Lembang törés körül vizsgáltuk, amely a medence legszembetűnőbb törése.

A Lembang-törés kialakulását Dam . A kora-középső negyedidőszakban alakult ki a nyugat-keleti irányú fennsík a Burangrang-Sunda komplexum legrégebbi vulkánjaival (beleértve a Tangkubanperahu vulkánt), a Lembang északkeleti részén lévő vulkáni gerincek és csúcsok, valamint a Bandung és Sumedang közötti vulkáni terep nagy része. A Szunda vulkán felépülését követően a hatalmas mennyiségű vulkáni üledék képlékeny tengeri üledékekre történő terhelése miatt bekövetkezett gravitációs összeomlás tolótöréseket és diapirikus struktúrákat okozott az északi lábhegyek felszínközeli rétegeiben (Van Bemmelen, ). A katasztrofális szektortöréses kitörésekkel járó hasadás elpusztította a vulkáni kúpokat, míg a fő magmatároló nyomáscsökkenése normál töréshez és a Lembang-törés kialakulásához vezetett. Ezt a lenyűgöző sziklacsúccsal rendelkező törést Tjia tanulmányozta , aki arra a következtetésre jutott, hogy mind a régebbi dip-slip, mind a fiatalabb strike-slip elmozdulás bekövetkezett.

A közelmúltbeli paleozeizmológiai vizsgálat számos bizonyítékot mutat a törés közelmúltbeli tevékenységére. Ez a tanulmány arra a következtetésre jutott, hogy az elmúlt 2 évezredben a Lembang törés képes volt ~ 6,8 és 6,6 magnitúdójú földrengést produkálni kb. 2, illetve 0,5 kyrs BP-ben. Ennek megfelelően a törés a jövőben is képes lehet hasonló nagyságú földrengések kiváltására.

A Bandung-medence, ahogy az (1. ábra) látható, a szeizmikus hullámok felerősítésére fog hatni, ha a Lembang törés földrengést generál. Az erősítés mértéke az üledék vastagságától függ. Az üledékszerkezetet a mikrotremor tömb módszerrel vizsgálták, ami azt mutatta, hogy a legmélyebb alapkőzet körülbelül 3,5 km mélységig terjed. A Bandung-medencében a szeizmikus hullámok felerősödését Afnimar Haskell módszerével szimulálta.

Bár a Lembang-törés paleoseizmológiai vizsgálata jelentős múltbeli törésekről tanúskodik, a Lembang-törés körüli szeizmicitás általában nagyon alacsony, és az emberek többnyire nem érzékelik. A 2011. július 21-i M 2,9-es erősségű földrengés és a 2011. augusztus 28-i M3,3-as erősségű földrengés (BMKG-jelentés) voltak azok, amelyeket az emberek érzékeltek, és amelyek a törési zóna közelében lévő házakban károkat okoztak, és amelyeket a törés körüli helyi szeizmikus hálózat is rögzített. A Lembang törés részletes szeizmikus vizsgálatára eddig nem került sor. Ebben a tanulmányban a hipocentrum áthelyezésével (beleértve az 1-D sebesség meghatározását) és a fókuszmechanizmus elemzésével vizsgáljuk.

Az adatok

A BMKG 2010 májusától 2011 decemberéig időbeli szeizmikus hálózatot (2. ábra) telepített a Lembang törés körül. Négy Taurus-Nanometrics szeizmométert telepítettek Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong és Cibodas környékén. 2010 közepén két szeizmométert áthelyeztek Parompongból és Cibodasból a Tangkubanperahu vulkánhoz (TKP) és Ciaterbe (ATR), a mezőgazdasági tevékenységekből származó zajok elkerülése miatt. E két év alatt a hálózat mintegy 15 földrengést regisztrált. Ez a kutatás csak azokat az eseményeket elemzi, amelyek a Lembang körüli területről származnak.

A rögzített szeizmikus hullámforma egyik példája látható a (3. ábrán). A P-hullám érkezésének szedése annak kezdetén alapul, amely jól látható a szeizmogramokon. Nehezebb megtalálni az S-hullám kezdetét, különösen a MYN állomásról származó szeizmogramon. Szerencsére a LEM, TKP és ATR állomásokról származó szeizmogramok vízszintes komponensei egyértelműen mutatják az S-hullám kezdetét. Az S-hullámok e három állomásról történő felszedése útmutatásként használható az S-hullám fázisának megtalálására a MYN állomás szeizmogramján. A MYN állomáson egy vagy két fázis figyelhető meg az S-hullám megérkezése előtt. Ezek a fázisok valószínűleg az ettől az állomástól északra lévő bonyolult szerkezet miatti visszaverődésekből származnak.

Módszerek

A földrengéselemzés első lépése a földrengés helyének meghatározása. A földrengés helye magában foglalja a földrajzi helyzetet, a mélységet és a keletkezési időt. A keletkezési idő meghatározható az úgynevezett Wadati-diagram segítségével . A Wadati-diagram eredménye az egyik bemenete a gradiens inverziós módszernek, amelyet általában egy esemény lokalizálására használnak. Ez az oka annak, hogy ezt a módszert gyakran egyetlen esemény meghatározásaként (SED) használják. Az ebben a lépésben használt sebességstruktúrát a Lembang törés körüli geológiai struktúrákból találják ki. Ezt az inverziós módszert először Geiger vezette be és alkalmazta, és a földrengés lokalizálásának Geiger-módszerének nevezik. A SED módszer eredményét újra kell számítani a Lembang törés körüli szerkezeti heterogenitás miatt. A közös hipocentrum-helymeghatározási (JHD) módszert először Douglas javasolta az összes állomáson az állomások sebességének heterogenitása által okozott maradék idő (állomáskorrekció) figyelembevételére. Kissling et al. kiterjesztette a JHD módszert azáltal, hogy az inverzióba paraméterként egy 1-D sebességmodellt is bevont.

A földrengés mechanizmusának becsléséhez ebben a kutatásban a Kuge által kifejlesztett momentumtenzor-inverziót alkalmazzák. Az optimális momentumtenzor-megoldást a megfigyelés és a szintetikus hullámformák közötti legjobb illesztéssel érik el az inverziós folyamat révén. A szintetikus hullámformákat a Kohketsu által kifejlesztett kiterjesztett reflektivitási módszerrel számítják ki. A sebességszerkezet, ahol a szintetikus hullámformát kiszámították, a JHD-ból származó 1-D sebességmodell eredménye. A megfigyelési sebességhullámformákat a P-hullám kezdetétől az S-hullám impulzusig (5-10 s-os ablakozás) vágjuk, és SAC segítségével 0,075-0,25 Hz között szűrjük. Néha kis események esetén az esemény sebességhullámformáit integráljuk, hogy megkapjuk az elmozdulási hullámformákat a csengési mintázat csökkentése érdekében. Az eredeti kimeneteket a legnagyobb erősségű eseményhez (4. ábra) és a legkisebb erősségű eseményhez (5. ábra) kapcsolódóan mutatjuk be. A megfigyelési hullámformák és a szintetikus hullámformák közötti illeszkedés minden esemény esetében változik, amit a varianciaértékkel azonosítunk (lásd a 4. és 5. ábrát). Bár a varianciaértékek eltérnek, a szintetikus hullámformák még mindig fedik a megfigyelési hullámformák tendenciáját. A TKP állomáson rögzített megfigyelési hullámformák zajosnak tűnnek, és nem illeszkednek jól a szintetikus hullámformákhoz. Még néhány eseményt, például az 5. ábrán látható eseményt sem lehet azonosítani a megfigyelési hullámformákkal ezen az állomáson. Ennek oka a Tangkubanperahu vulkán körüli szerkezeti heterogenitás lehet.

Földrengés helye és fókuszmechanizmus

A (1. táblázatban felsorolt összes eseményre a JHD módszerrel kapott áthelyezett SED hipocentrumokat és a (2. táblázatban felsorolt nyomatéktenzor eredmények kettőspáros megoldásait a (6. és 7. ábra ábrázolja.) Úgy tűnik, hogy a legtöbbjük kapcsolatban áll a Lembang-hibával. Csak két nagyon sekély esemény (5,0 km-nél kisebb mélységben) található a keleti részen, és ezért nem valószínű, hogy a Lembang-töréssel áll kapcsolatban.

A Lembang-töréshez kapcsolódó események erősen arra utalnak, hogy ez a törés baloldali kinematikájú, enyhén bizalmi komponenssel. Az ausztrál lemez ÉK-i vektoros mozgása (pl. ) lehetett felelős a Lembang-törés kinematikai visszafordulásáért a kezdeti függőleges gravitációs mozgást követően. A törés keleti szakaszának kezdeti mozgását a Szunda vulkán kataklizmikus kitörése válthatta ki, ahogyan azt Van Bemmelen magyarázza, a nyugati szakaszét pedig a Proto-Tangkubanperahu vulkán kataklizmikus kitörése, ahogyan azt Nossin et al. feltételezi, de a későbbi mozgásokat az ausztrál lemez ÉNY-i mozgása által okozott lassú feszültségfelhalmozódás váltotta ki. Ebből arra lehet következtetni, hogy bár a Lembang-törés kinematikailag normál törésként alakult ki, kinematikailag visszaalakult baloldali sztrájk-csúszásos töréssé, bizalmi (dip-slip) komponenssel. Ez lehet a magyarázata a Tjia (1968) által jelentett vízszintes komponensű slicken-vonalak előfordulásának.

A Lembang törés széles körben ismert felszíni nyomvonala kb. 15 km hosszan húzódik KEL – NY-i irányban (1. ábra), ~ É282° K-i irányban. A 2., 3., 4., 5., 8. és 9. esemény a Lembang-törés e jól ismert felszíni nyomvonalától nyugatra eső területen helyezkedik el (6. ábra). Mivel ezeknek az eseményeknek a hipocentruma ettől a felszíni nyomvonaltól némi távolságban van, első pillantásra úgy tűnik, hogy nincs közük a Lembang-töréshez. A (2. táblázatban (I) jelzett törési síkok csapásiránya azonban teljesen megegyezik a Lembang-törés csapásirányával. Függőleges eloszlásuk a (7. ábra) AB keresztmetszete mentén szintén jól illeszkedik a Lembang-törés lehetséges nyugati irányú kiterjedéséhez, feltételezve a közel függőleges meredekséget, amely összhangban van a becsült töréssíkokkal. Ezen okok miatt úgy értelmezzük, hogy ezek az események a Lembang-töréshez kapcsolódnak. Ez azt jelenti, hogy a Lembang-törés legalább 10 km-rel nyugatabbra húzódik, mint amennyire a felszíni nyomvonalából következtetni lehetne. Következésképpen a Lembang-törés végpontjától kissé nyugatabbra egy törésvonalnak kell húzódnia. Ez a vonal csatlakozhat a meglévő Lembang törésvonalhoz, és morfológiailag nem exponált (a 6. ábra szaggatott vonala), vagy a Lembang törés egy másik szakasza. A morfológiai jellemzők regionális térképezése alapján a Horspool et al. közölte, hogy a nyugati végén a törésvonal enyhén dél felé húzódik, és lófarok alakot mutat. Ennek a lófarok alaknak a déli végén egy másik lehetséges törésvonal húzódik a Lembang töréssel majdnem párhuzamosan, ahol ettől a vonaltól északra a 2., 3., 4., 5., 8. és 9. esemény helyezkedik el. Ezért egyszerűen úgy értelmezzük, hogy ezek az események ehhez a vonalhoz kapcsolódnak, amely valószínűleg a Lembang-törés egy másik szakasza. Ezekből az eseményekből megállapíthatjuk a Lembang-törés geometriáját is. Az átlagos csapásirány körülbelül 277°, ami nem sokban különbözik a 282°-os felszíni trendvonaltól, a meredekség körülbelül 85° és a dőlés körülbelül 35°.

Az ausztrál lemezcsúszás azimutjának GPS mérési eredménye ~ N20-21°E átlagos irányt mutatott. Mivel a Lembang törés általános iránya N282°E (8. ábra), ezért a törés lehetséges kinematikájának bal oldali komponensűnek kell lennie. A Lembang-törés nyugati részén eloszló összes esemény nyomási tengelyének általános iránya ezt az elképzelést bizonyítja. Ezeknek az eseményeknek az átlagos iránya ferde baloldali törés, amelynek átlagos nyomástengelye É 225,3° K. Ez megmagyarázhatja a Lembang törésvonal és a javasolt kiegészítő vonal közötti lófarok alakú vonulat kialakulását, amely egy transztenzív kocogás. A Lembang törés új sematikus geometriáját a (9. ábra) mutatja be.

A Lembang törés keleti részén bekövetkezett események egy olyan területen helyezkednek el, ahol a Sunda vulkán kb. 0,2-0,18 Ma kataklizmikus kitörése során grabenszerkezet alakult ki. Északon és délen egy kelet-nyugati irányú töréspár határolta ezt a grabenszerkezetet. A déli határt ezután a Lembang törés keleti szegmenseként ismerik el. Ez a kezdeti földtani szerkezet befolyásolja a további helyi tektonikus fejlődést, amint azt az 1., 6. és 7. esemény jelzi. Ezen események fókuszmechanizmusai, különösen az 1. és 7. esemény, nyilvánvalóan normális töréskomponensre utalnak (gravitációs összeomlás). Az 1. és 7. esemény a Lembang-töréstől északra fekvő graben területén található kisebb törések töréséhez kapcsolódhat. Helyzete (7. ábra) és fókuszmechanizmusa miatt a 6. esemény a Lembang keleti részéhez kapcsolódhat. A 6. esemény nyilvánvaló bal oldali komponense összhangban van a Lembang törés nyugati részén eloszló eseményekkel, és így erősen utal a Lembang törés bal oldali kinematikájára.

Sebességszerkezet

A JHD módszerrel kapott 1-D szerkezet, beleértve a P és S hullámsebességeket (3. táblázat), a mélység és a sebesség grafikonjain látható (10. ábra). Az értelmezés ezen az ábrán olvasható. A Vp grafikonon három réteg különböztethető meg, azaz magas Vp értékek a 6 km-nél mélyebb mélységekben, a 18 km-es mélység kivételével, közepes Vp értékek a ~6 és ~0,75 km közötti mélységekben, és alacsony Vp értékek a 0,75 km-nél sekélyebb mélységekben. A magas, mérsékelt és alacsony Vp értékek tartománya 4,0, 3,0-4,0 és 2,0-3,0 km/s-nál magasabb, illetve 2,0-3,0 km/s. A Vs grafikonból két réteg különböztethető meg, azaz magas Vs a 6 km-nél mélyebb mélységben és alacsony Vs a 6 km-nél sekélyebb mélységben. A magas és alacsony Vs értékek tartománya 2,5 km/s-nál magasabb, illetve alacsonyabb. A Vp/Vs grafikonon két réteg különböztethető meg, azaz magas Vp/Vs 0,75 km-nél mélyebb mélységben és alacsony Vp/Vs 0,75 km-nél sekélyebb mélységben. A magas és alacsony Vp/Vs értékek tartománya 1,5 felett, illetve alatt van. Ennek megfelelően a törés körüli rétegtani konfiguráció három rétegből áll: magas Vp/Vs, magas Vp és Vs a mélyben (6 km alatt), magas Vp/Vs, közepes Vp és alacsony Vs a közepén (6-0,75 km), és alacsony Vp/Vs, alacsony Vp és alacsony Vs a tetején (0,75 km alatt). E réteg felső határa valószínűleg 0,5 és 1 km közötti mélységben van, amit a Vp/Vs és Vp szembetűnő csökkenése jelez. Feltételezzük, hogy ez a határ 0,75 km-nél van. Az alsó határ valószínűleg 5 és 8 km közötti mélységben van, amit a Vs és Vp szembetűnő csökkenése jelez. Ezt az alsó határt 6 km-nél feltételezzük. A Vs viszonylag alacsony a felső és középső rétegekben, finom ingadozással.

Az alacsony Vp/Vs és az alacsony Vp a legfelső rétegben korrelálhat a kőzetek pórusaiban lévő víztartalom nagy oldalarányával. Takei arról számol be, hogy a vízzel telt pórusok eltérő hatással vannak a szeizmikus sebességre és a Poisson-számra, ami a pórusok alakjától függ. A kis oldalarányú, vízzel töltött pórusok a Poisson-szám növekedésével csökkentik a szeizmikus sebességet. A nagy oldalarányú, vízzel töltött pórusok azonban a szeizmikus sebesség csökkenésével kissé csökkenthetik a Poisson-számot. Ebből a szempontból a középső rétegben mérsékelt Vp/Vs és alacsony Vs mellett a magas Vp/Vs értékek a réteg víztartalmának kisebb oldalarányára utalhatnak a felső réteghez képest. Az alacsonyabb Vp/Vs magas Vp és Vs mellett az alsó rétegben a középső és a felső réteghez képest a legkisebb víztartalom arányát jelezheti.

A vizsgált terület általános geológiájával összehasonlítva (11. ábra), a felső réteg negyedidőszaki vulkáni réteget képviselhet. A középső és alsó rétegnek a Satake és Harjono szerint tercier üledékes réteget vagy alapréteget kell képviselnie .

A JHD módszerrel kapott állomáskorrekciókat a (4. táblázat tartalmazza.) A LEM-nél megfigyelhető negatív állomáskorrekció az alapkőzeteken, a pozitívak pedig az üledékes vagy az időjárási kőzeteken fordulnak elő. Ez azt jelenti, hogy a hullámok korábban érkeztek az alapkőzeteken lévő állomásokra, mint az üledékes vagy időjárási kőzeteken lévő állomásokra. Pujol a kaliforniai Loma Prieta fő- és utórengés-sorozat adataiból a nagy sebességű anomáliákhoz kapcsolódó mínusz értékű korrekciót kapott, és fordítva. A mi eredményünk hasonló jelzést mutat, mint a Loma Prieta esetében. A LEM-nél a mínusz érték a Lembang törés mentén feltárt vulkáni kőzethez (nagy sebességű anomáliák) kapcsolódik. A plusz értékek TKP-nél, MYN-nél és ATR-nél a vulkáni zónához kapcsolódnak (alacsony sebességű anomáliák).

Következtetések

A vizsgálatból a vizsgált terület rétegrajza a Vp, Vs és Vp/Vs alapján három rétegből áll. A víztartalom oldalarányának szempontjából az alacsony Vp/Vs, alacsony Vp és alacsony Vs értékű felső réteg a legnagyobb víztartalom oldalarányú kőzetekből áll. A magas Vp/Vs, magas Vp és magas Vs értékű alsó réteg a legkisebb víztartalom arányú kőzetekből áll. A terület általános geológiájával összehasonlítva a felső rétegnek a negyedidőszaki vulkáni réteget, a középső és alsó rétegnek pedig a harmadkori üledékes réteget kell képviselnie.

A Lembang törés mentén a földrengések forrásmechanizmusa a bal oldali törés. Valószínűleg minden nyugati esemény a Lembang-törés egy új szakaszához kapcsolódik. Ezt az új szegmenst talán az ausztrál lemez nyomása alakította ki, amit a lószerszámos vonás jelez. Két sekély keleti esemény a kisebb törésekhez kapcsolódik, és gravitációs összeomlás okozta őket.