Il bacino di Bandung è un altopiano circondato da diverse montagne e vulcani attivi. La morfologia del bacino si è formata a causa dell’attività tettonica e vulcanica durante il Quaternario. Sedimenti lacustri spessi sono stati depositati nel bacino durante il tardo Quaternario. Questi depositi potrebbero nascondere diverse faglie sepolte. La faglia di Lembang si trova nella parte settentrionale del bacino di Bandung, dove si trova la città di Bandung. Amministrativamente, questo bacino si trova nella provincia di West Java ed è circondato da diverse montagne, che sono associate a faglie mappate (Figura 1). Bandung è una città densamente popolata in Indonesia. È circondata da diverse faglie che possono potenzialmente essere fonti di terremoti. Per quanto riguarda la riduzione del rischio di disastri, è importante rivelare la sismicità in quest’area. Abbiamo studiato le attività sismiche intorno alla faglia di Lembang, la faglia più cospicua del bacino.

La formazione della faglia di Lembang è stata spiegata da Dam . Nel Quaternario medio-precoce, l’altopiano con tendenza ovest-est con i più antichi vulcani del complesso Burangrang-Sunda (compreso il vulcano Tangkubanperahu), le creste e i picchi vulcanici nell’area nord-orientale di Lembang, e la maggior parte del terreno vulcanico tra Bandung e Sumedang si sono formati. In seguito all’accumulo del vulcano Sunda, un collasso gravitazionale, dovuto al caricamento di enormi quantità di depositi vulcanici su sedimenti marini duttili, ha causato faglie di spinta e strutture diapiriche negli strati vicini alla superficie delle pendici settentrionali (Van Bemmelen, ). Il rastrellamento associato alle eruzioni catastrofiche del settore ha distrutto i coni vulcanici, mentre la depressurizzazione del principale serbatoio di magma ha portato alla faglia normale e alla formazione della faglia di Lembang. Questa faglia, con un’impressionante scarpata, è stata studiata da Tjia, che ha concluso che si sono verificati sia spostamenti dip-slip più vecchi che strike-slip più giovani.

Il recente studio paleosismologico mostra diverse evidenze di attività del passato prossimo della faglia. Questo studio ha concluso che negli ultimi 2 anni, la faglia di Lembang è stata capace di produrre terremoti di magnitudo 6.8 e 6.6 rispettivamente a circa 2 e 0.5 anni BP. Di conseguenza, la faglia può essere in grado di innescare terremoti di magnitudo comparabile in futuro.

Il bacino di Bandung come si vede in (Figura 1) agirà per amplificare le onde sismiche se la faglia di Lembang genera un terremoto. Il livello di amplificazione dipende dallo spessore dei sedimenti. La struttura dei sedimenti è stata studiata usando il metodo del microtremor array, che ha mostrato che il basamento più profondo raggiunge circa 3,5 km. L’amplificazione delle onde sismiche nel bacino di Bandung è stata simulata da Afnimar usando il metodo di Haskell.

Anche se lo studio paleosismologico della faglia di Lembang mostra evidenze di faglie significative nel passato, la sismicità intorno alla faglia di Lembang è generalmente molto bassa e per lo più non percepita dalle persone. Il 21 luglio 2011, un terremoto M 2.9 e il 28 agosto 2011, un terremoto M3.3 (rapporto BMKG) sono stati percepiti dalla gente e hanno causato danni alle case nelle vicinanze della zona della faglia, e sono stati registrati dalla rete sismica locale intorno alla faglia. Fino ad ora, un’indagine sismica dettagliata della faglia di Lembang non è stata fatta. In questo studio, la indaghiamo usando la ricollocazione dell’ipocentro (inclusa la determinazione della velocità 1-D) e l’analisi del meccanismo focale.

I dati

Una rete sismica temporale (Figura 2) è stata distribuita intorno alla faglia di Lembang da BMKG da maggio 2010 a dicembre 2011. Quattro sismometri Taurus-Nanometrics sono installati a Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong e intorno a Cibodas. A metà del 2010, due sismometri sono stati spostati da Parompong e Cibodas a Tangkubanperahu Volcano (TKP) e Ciater (ATR), per evitare i rumori delle attività agricole. Durante questi due anni, la rete ha registrato circa 15 terremoti. Questa ricerca analizzerà solo gli eventi che hanno avuto origine nell’area intorno a Lembang.

Un esempio della forma d’onda sismica registrata è mostrato in (Figura 3). Il rilevamento dell’arrivo dell’onda P si basa sul suo inizio che è chiaramente visibile sui sismogrammi. È più difficile trovare l’inizio dell’onda S, specialmente nel sismogramma della stazione MYN. Fortunatamente, le componenti orizzontali dei sismogrammi delle stazioni LEM, TKP e ATR mostrano chiare insorgenze di onde S. Il prelievo delle onde S da queste tre stazioni potrebbe essere usato come guida per trovare la fase delle onde S sul sismogramma della stazione MYN. Ci sono una o due fasi osservate alla stazione MYN prima dell’arrivo dell’onda S. Queste fasi sono probabilmente prodotte da riflessioni dovute alla struttura complicata a nord di questa stazione.

Metodi

Il primo passo che dovrebbe essere fatto nell’analisi dei terremoti è la determinazione della posizione del terremoto. La localizzazione di un terremoto include una posizione geografica, una profondità e un tempo di origine. Il tempo di origine può essere determinato utilizzando quello che viene chiamato un diagramma di Wadati. Il risultato del diagramma di Wadati è un input del metodo di inversione del gradiente che è solitamente usato per localizzare un evento. Questa è la ragione per cui questo metodo è spesso usato come determinazione di un singolo evento (SED). La struttura di velocità usata in questa fase è indovinata dalle strutture geologiche intorno alla faglia di Lembang. Questo metodo di inversione è stato introdotto e applicato per la prima volta da Geiger e chiamato metodo Geiger di localizzazione dei terremoti. Il risultato del metodo SED deve essere ricalcolato a causa dell’eterogeneità della struttura intorno alla faglia di Lembang. Un metodo di localizzazione congiunta dell’ipocentro (JHD) è stato proposto per la prima volta da Douglas per accomodare il tempo residuo in tutte le stazioni (correzione della stazione) causato dall’eterogeneità della velocità delle stazioni. Kissling et al. hanno esteso il metodo JHD includendo un modello di velocità 1-D come parametro nell’inversione.

Per stimare il meccanismo del terremoto, l’inversione del momento tensore sviluppata da Kuge è applicata in questa ricerca per stimare il meccanismo del terremoto. La soluzione ottimale del tensore del momento è raggiunta dal miglior adattamento tra l’osservazione e le forme d’onda sintetiche attraverso il processo di inversione. Le forme d’onda sintetiche sono calcolate con il metodo della riflettività estesa sviluppato da Kohketsu. La struttura di velocità dove la forma d’onda sintetica calcolata è il risultato del modello di velocità 1-D del JHD. Le forme d’onda di velocità di osservazione sono tagliate dall’inizio dell’onda P all’impulso dell’onda S (da 5 a 10 s di finestra) e sono filtrate in 0.075-0.25 Hz usando SAC. A volte per piccoli eventi, le forme d’onda di velocità di un evento sono integrate per ottenere le forme d’onda di spostamento per ridurre il modello di ringing. Mostriamo le uscite originali relative all’evento di magnitudo più alta (Figura 4) e a quello più basso (Figura 5). L’adattamento tra le forme d’onda di osservazione e quelle sintetiche per tutti gli eventi è variabile e viene identificato dal valore della varianza (vedi Figure 4 e 5). Anche se c’è una variazione dei valori di varianza, le forme d’onda sintetiche coprono ancora l’andamento di quelle di osservazione. Le forme d’onda di osservazione registrate alla stazione TKP appaiono come rumorose e non possono adattarsi bene alle forme d’onda sintetiche. Anche alcuni eventi, per esempio l’evento in (Figura 5), le forme d’onda di osservazione non possono essere identificate in questa stazione. La ragione dovrebbe essere causata dall’eterogeneità della struttura intorno al vulcano Tangkubanperahu.

Localizzazione del terremoto e meccanismo focale

Gli ipocentri SED riposizionati ottenuti utilizzando il metodo JHD per tutti gli eventi elencati nella (Tabella 1) e le loro soluzioni a doppia coppia dei risultati del momento tensore elencati nella (Tabella 2) sono tracciati nelle (Figure 6 e 7). La maggior parte di essi sembra avere una relazione con la faglia di Lembang. Solo due eventi molto superficiali (a una profondità inferiore a 5,0 km) sono situati nella parte orientale e quindi è improbabile che abbiano una relazione con la faglia di Lembang.

Gli eventi relativi alla faglia di Lembang suggeriscono fortemente che questa faglia ha cinematica sinistra-laterale con componente leggermente fiduciaria. Il movimento vettoriale NNE della placca australiana (es. ) potrebbe essere stato responsabile dell’inversione cinematica della faglia di Lembang dopo il suo iniziale movimento verticale gravitazionale. Il movimento iniziale del segmento orientale della faglia potrebbe essere stato innescato dall’eruzione cataclismica del vulcano Sunda, come spiegato da Van Bemmelen, e quello del segmento occidentale dall’eruzione cataclismica del vulcano Proto-Tangkubanperahu, come dedotto da Nossin et al. Si potrebbe dedurre qui che anche se la faglia di Lembang era cinematicamente formata come una faglia normale, è stata cinematicamente convertita in una faglia laterale sinistra strike-slip con una componente di fiducia (dip-slip). Questa potrebbe essere una spiegazione per l’occorrenza di linee slicken con componente orizzontale riportate da Tjia (1968).

La traccia superficiale ampiamente riconosciuta della faglia di Lembang si estende per circa 15 km in direzione ESE – WSW (Figura 1) con uno strike di ~ N282°E. Gli eventi 2, 3, 4, 5, 8 e 9 sono distribuiti in una zona ad ovest di questa nota traccia superficiale della faglia di Lembang (Figura 6). Poiché gli ipocentri di questi eventi si trovano ad una certa distanza da questa traccia superficiale, a prima vista sembrano non essere collegati alla faglia di Lembang. Ma gli scioperi dei piani di faglia designati (I) in (Tabella 2) sono abbastanza coerenti con lo sciopero della faglia di Lembang. La loro distribuzione verticale lungo la sezione trasversale AB indicata in (Figura 7) si allinea anche bene con una possibile estensione verso ovest della faglia di Lembang, assumendo l’immersione quasi verticale che è coerente con i piani di faglia stimati. Per queste ragioni, interpretiamo questi eventi come legati alla faglia di Lembang. Ciò implica che la faglia di Lembang si estende almeno 10 km più a ovest di quanto si potrebbe dedurre dalla sua traccia superficiale. Di conseguenza, ci dovrebbe essere una linea di faglia che si estende leggermente verso ovest dal punto finale della faglia di Lembang. Questa linea potrebbe essere collegata alla linea di faglia di Lembang esistente e morfologicamente non esposta (linea tratteggiata nella Figura 6), oppure è un segmento diverso della faglia di Lembang. Basandosi sulla mappatura regionale delle caratteristiche morfologiche, Horspool et al. hanno notificato che all’estremità ovest, la linea di faglia è leggermente agganciata verso sud mostrando una forma a coda di cavallo. All’estremità sud di questa forma a coda di cavallo, un’altra possibile linea di faglia si estende quasi parallela alla faglia di Lembang, dove a nord di questa linea sono distribuiti gli eventi 2, 3, 4, 5, 8, 9. Pertanto, interpretiamo semplicemente che questi eventi erano legati a questa linea che è probabilmente un altro segmento della faglia di Lembang. Da questi eventi, possiamo anche affermare la geometria della faglia di Lembang. Lo strike medio è di circa 277° che non è così diverso dalla linea di tendenza della superficie di 282°, l’immersione è di circa 85° e l’inclinazione è di circa 35°.

Il risultato della misurazione GPS dell’azimut dello slittamento della placca australiana ha dato una direzione media di ~ N20-21°E. Poiché la tendenza generale della faglia di Lembang è N282°E (Figura 8), quindi la possibile cinematica della faglia dovrebbe avere una componente laterale sinistra. La direzione generale dell’asse di pressione di tutti gli eventi distribuiti nella parte occidentale della faglia di Lembang dà evidenza a questa idea. La direzione media di questi eventi è una faglia obliqua laterale sinistra con un asse di pressione medio di N 225.3° E. Questo può spiegare lo sviluppo della caratteristica forma a coda di cavallo tra la linea di faglia di Lembang esistente e la linea aggiuntiva proposta come un’inceppamento transtensionale. Una nuova geometria schematica della faglia di Lembang è presentata in (Figura 9).

Gli eventi che si sono verificati nella parte orientale della faglia di Lembang sono distribuiti in una zona dove una struttura graben si era sviluppata durante l’eruzione cataclismica del vulcano Sunda a circa 0,2-0,18 Ma . Una coppia di faglie orientate E-W a nord e a sud confinava con questo graben. Il confine meridionale è quindi riconosciuto come il segmento orientale della faglia di Lembang. Questa struttura geologica iniziale influenza l’ulteriore evoluzione tettonica locale come indicato dagli eventi 1, 6 e 7. I meccanismi focali di questi eventi, in particolare gli eventi 1 e 7, suggeriscono un’apparente componente di faglia normale (collassi gravitazionali). Gli eventi 1 e 7 potrebbero essere legati alla fagliazione di faglie minori nell’area del graben a nord della faglia di Lembang. A causa della sua posizione (Figura 7) e del suo meccanismo focale, l’evento 6 potrebbe essere collegato alla parte orientale di Lembang. L’evidente componente laterale sinistra dell’evento 6 è coerente con quelli degli eventi distribuiti ad ovest della faglia di Lembang e quindi suggerisce fortemente la cinematica laterale sinistra della faglia di Lembang.

Struttura di velocità

La struttura 1-D che include le velocità delle onde P e S (Tabella 3) ottenuta dal metodo JHD è presentata come grafico di profondità vs. velocità (Figura 10). L’interpretazione è data in questa figura. Tre strati possono essere distinti dal grafico Vp, cioè alti valori Vp a profondità superiori a 6 km con l’eccezione di quello a 18 km, Vp moderato a profondità da ~ 6 a ~ 0,75 km, e basso Vp a profondità inferiori a 0,75 km. La gamma di valori di Vp alta, moderata e bassa è superiore a 4.0, 3.0-4.0 e 2.0-3.0 km/s rispettivamente. Due strati possono essere distinti dalla grafica Vs, cioè alta Vs a profondità maggiori di 6 km e bassa Vs a profondità minori di 6 km. La gamma di valori alti e bassi di Vs è superiore e inferiore a 2,5 km/s rispettivamente. Due strati possono essere distinti dal grafico Vp/Vs, cioè alto Vp/Vs a profondità maggiori di 0,75 km e basso Vp/Vs a profondità minori di 0,75 km. La gamma di valori alti e bassi di Vp/Vs è rispettivamente sopra e sotto 1,5. Di conseguenza, la configurazione della stratigrafia intorno alla faglia può essere dedotta componendo tre strati, cioè alto Vp/Vs con alto Vp e Vs sul fondo (meno di 6 km), alto Vp/Vs con Vp moderato e basso Vs al centro (6 – 0,75 km), e basso Vp/Vs con basso Vp e basso Vs in cima (meno di 0,75 km). Il limite superiore di questo strato si trova probabilmente a una profondità compresa tra 0,5 e 1 km, indicata da diminuzioni prominenti di Vp/Vs e Vp. Si presume che questo confine sia a 0,75 km. Il limite inferiore si trova probabilmente a una profondità tra 5 e 8 km, come indicato dalle diminuzioni prominenti di Vs e Vp. Questo limite inferiore è assunto a 6 km. Vs sono relativamente basse negli strati superiori e medi con una sottile fluttuazione.

Bassa Vp/Vs con bassa Vp nello strato superiore può essere correlata a un grande rapporto di aspetto del contenuto di acqua nei pori delle rocce. Takei riferisce che i pori pieni d’acqua hanno un effetto diverso sulla velocità sismica e sul rapporto di Poisson, che dipende dalla forma dei pori. I pori riempiti d’acqua con un piccolo rapporto d’aspetto diminuiscono la velocità sismica con l’aumento del rapporto di Poisson. I pori riempiti d’acqua di un grande rapporto d’aspetto, tuttavia, possono abbassare leggermente il rapporto di Poisson con la diminuzione della velocità sismica. Da questo punto di vista, un alto Vp/Vs con un Vp moderato e un basso Vs nello strato intermedio può indicare un minore rapporto d’aspetto del contenuto d’acqua di questo strato rispetto a quello dello strato superiore. Un Vp/Vs più basso con Vp e Vs alti nello strato inferiore può indicare un rapporto d’aspetto più piccolo del contenuto d’acqua rispetto a quello degli strati medio e superiore.

In confronto alla geologia generale dell’area di studio (Figura 11), lo strato superiore dovrebbe rappresentare uno strato vulcanico quaternario. Gli strati centrale e inferiore dovrebbero rappresentare lo strato sedimentario terziario o il basamento secondo Satake e Harjono.

Le correzioni di stazione ottenute dal metodo JHD sono tabulate in (Tabella 4). La correzione negativa delle stazioni al LEM è osservata per verificarsi su bedrock e quelle positive sono quelle su rocce sedimentarie o di erosione. Questo significa che le onde sono arrivate prima nelle stazioni su bedrocks rispetto a quelle su rocce sedimentarie o atmosferiche. Pujol ha ottenuto la correzione del valore negativo relativo alle anomalie di alta velocità e viceversa dai dati di Loma Prieta, California, sequenza mainshock-aftershock. Il nostro risultato mostra un’indicazione simile a quella di Loma Prieta. Il valore meno a LEM è legato all’affioramento di roccia ignea (anomalie ad alta velocità) lungo la faglia di Lembang. I valori positivi a TKP, MYN e ATR sono legati alla zona vulcanica (anomalie a bassa velocità).

Conclusioni

Da questa indagine, la stratigrafia dell’area di studio è stata rivelata sulla base di Vp, Vs e Vp/Vs, composta da tre strati. In una prospettiva di rapporto d’aspetto del contenuto d’acqua, lo strato superiore con basso Vp/Vs, basso Vp e basso Vs è composto da rocce con il maggior rapporto d’aspetto del contenuto d’acqua. Lo strato inferiore con alto Vp/Vs, alto Vp e alto Vs è composto da rocce con il più piccolo rapporto d’aspetto del contenuto d’acqua. In confronto con la geologia generale dell’area, lo strato superiore dovrebbe rappresentare lo strato vulcanico del Quaternario, e gli strati medio e inferiore dovrebbero rappresentare lo strato sedimentario del Terziario.

Il meccanismo di origine dei terremoti lungo la faglia di Lembang è la faglia laterale sinistra. Tutti gli eventi occidentali sono probabilmente collegati a un nuovo segmento della faglia di Lembang. Questo nuovo segmento è forse sviluppato dalla pressione della placca australiana indicata dalla caratteristica a coda di cavallo. Due eventi orientali poco profondi sono collegati alle faglie minori e causati da un collasso gravitazionale.