バンドン盆地はいくつかの山々と活火山に囲まれた台地である． 第四紀の地殻変動と火山活動により盆地形態が形成された。 第四紀後期には盆地内に厚い湖沼堆積物が堆積した。 これらの堆積物には、いくつかの断層が埋もれている可能性がある。 Lembang断層は、バンドン市のあるバンドン盆地の北部に位置している。 この盆地は行政的には西ジャワ州に位置し、周囲をいくつかの山で囲まれており、その山には断層が分布している（図1）。 バンドン市はインドネシアの中でも人口密度の高い都市です。 バンドンはインドネシアの中でも人口密度の高い都市で、周囲には地震発生源となる可能性のある断層が複数存在しています。 そのため，この地域の地震活動を明らかにすることは，災害リスク軽減の観点からも重要です． 図1
西ジャワ州における調査地域の地図。 Lembang断層はバンドン盆地の北部に位置している。 赤い三角形はTangkubanperahu火山。 この図はAfnimar .
Lembang断層の形成はDam .
より引用した． 第四紀の初期から中期にかけて、Burangrang-Sunda複合体の最古の火山（Tangkubanperahu火山を含む）がある西東傾向の高地、北東Lembang地域の火山尾根と峰、バンドンとSumedang間の火山地形の大部分は形成されました。 スンダ火山が隆起した後、延性のある海成堆積物に膨大な火山性堆積物が載ったことによる重力崩壊で、北麓斜面の地表近くの地層にスラスト断層とダイアピリック構造が生じた（Van Bemmelen, )。 破局的な噴火に伴うリフティングによって火山円錐は破壊され、主マグマ溜りの減圧によって正断層が形成され、Lembang断層が形成された。 この断層は印象的な険しさを持ち、Tjiaによって研究され、より古いディップスリップと若いストライクスリップの両方の変位が起こったと結論付けた。
最近の古地震学の研究では、この断層の過去の活動のいくつかの証拠を示している。 その結果、Lembang断層は過去2千年以内に、約2千年前にマグニチュード6.8、0.5千年前に6.6の地震を発生させる能力を有していたことが判明した。 また、Lembang断層が地震を発生させた場合、図1のBandung Basinは地震波を増幅させる働きをする。 その増幅の程度は堆積物の厚さに依存する。 微動アレイ法によって堆積物構造を調査した結果、最深部の基底層は約3.5kmに達することが判明した。 バンドン盆地における地震波の増幅はAfnimarがHaskellの方法を用いてシミュレーションした。
Lembang断層の古地震学的研究は過去に大きな断層があった証拠を示しているが、Lembang断層周辺の地震活動は一般的に非常に小さく、ほとんど人が感知していない。 2011 年 7 月 21 日に M2.9，8 月 28 日に M3.3 の地震（BMKG 報告）が発生し，断層近傍の家屋に大きな被害をもたらし，断層周辺の地域地震ネットワークで記録されている． また，Lembang 断層の詳細な地震学的調査はこれまで行われていない． 本研究では、震源リロケーション（1次元速度決定を含む）と焦点メカニズムの解析により、Lembang断層を調査する。
The data
BMKGによって2010年5月から2011年12月までLembang断層の周辺に時間地震ネットワーク（図2）が展開された。 Lembang（LEM）、Cimenyan（MYN）、Parongpong、Cibodas周辺に4台のTaurus-Nanometrics地震計が設置されています。 2010年半ばには、農作業による騒音を避けるため、2台の地震計をパロンポンとチボダスからタンクバンペラフ火山（TKP）とシアテル（ATR）に移動しました。 この2年間で、ネットワークは約15回の地震を記録した。 図2
Lembang断層（赤線）周辺の地震観測点分布（赤三角形）．
記録された地震波形の一例を（図3）に示す。 P波の到来は、地震波形にはっきり見えるそのオンセットに基づいて選んでいる。 特にMYN観測点の地震計では、S波のオンセットを見つけるのはより困難である。 幸いなことに、LEM、TKP、ATRの各観測点の地震計の水平成分には、はっきりとしたS波のオンセットが見られます。 この3つの観測点からのS波のピックアップは、MYN観測点からの地震図上のS波の位相を見つけるためのガイダンスとして利用できるだろう。 MYN局では、S波到達前に1〜2個の位相が観測されている。
2011年9月3日イベントの地震図の例です。 上から順に、LEM、TKP、ATR、MYN観測点の地震計。
方法
地震解析で最初に行うべきことは地震位置の決定です。 地震発生位置には、地理的な位置、深さ、発生時刻が含まれる。 原点時刻は、Wadatiダイアグラムと呼ばれるものを使って決定することができます。 Wadatiダイアグラムの結果は、通常、1つのイベントの位置を決定するために使用される勾配反転法の1つの入力となります。 このため、この方法は単一事象判定（SED）としてよく利用されます。 このステップで使用される速度構造はLembang断層周辺の地質構造から推測されるものである。 このインバージョン法はGeigerによって初めて導入・適用され、Geiger式地震位置決定法と呼ばれている。 Lembang 断層周辺の構造不均一性のため，SED 法の結果は再計算する必要がある． また、観測点位置の速度不均質性による全観測点での残留時間（観測点補正）に対応するため、DouglasによってJHD（Joint Hypocenter Location）法が最初に提唱された。 KisslingらはJHD法を拡張し、1次元速度モデルをインバージョンのパラメータとして加えた。
地震メカニズムの推定には、本研究ではKugeが開発したモーメントテンソルインバージョンが適用されている。 モーメントテンソルの最適解は、インバージョン処理によって観測波形と合成波形の間で最適なフィッティングを行うことによって得られる。 合成波形は，Kohketsu によって開発された拡張反射率法によって計算される． 合成波形が計算される速度構造は、JHDの1次元速度モデルの結果である。 観測された速度波形は、P 波から S 波まで（5～10 秒間）切り出し、SAC を用いて 0.075～0.25 Hz でフィルタリングしている。 また、小さな事象については、リンギングパターンを低減するために、事象の速度波形を積分して変位波形を得ることがある。 図4は最も規模の大きい事象の出力、図5は最も規模の小さい事象の出力である。 図4と図5のように、すべての事象において観測波形と合成波形のフィッティングはばらつきがあり、そのばらつきは分散値で識別される（図5参照）。 図4、図5参照）。分散値にばらつきがあるものの、合成波形は観測波形の傾向をよく表している。 TKP の観測波形は、ノイズが多く、合成波形にうまくフィットしていない。 また、（図 5）のようなイベントでも、この観測局では観測波形を確認することができない。 図4
2011年8月28日発生（最大規模の地震）のモーメントテンソル解の完全出力。
2011年9月22日のイベントのモーメントテンソル解の出力（マグニチュード最小の地震）の全図。
地震の位置と焦点メカニズム
（表1）に示したすべての事象についてJHD法で求めた移設SED震源と（表2）に示したモーメントテンソル結果のダブルカップル解を（図6、7）にプロットした。 これらのほとんどはLembang断層と関係があるようである。 また、東側には深さ5.0km以下の浅い事象が2つだけあり、Lembang断層との関係はなさそうである。
全事象の焦点メカニズム。 各ビーチボールの上の数字は(表2)に記載されているイベント番号である。 赤い点は震源分布、赤い三角形は地震観測点の位置。 赤い実線はLembang断層の露出した地表の痕跡、赤い破線はLembang断層の延長の可能性、青い破線はLembang断層の別の仮説のセグメントを表しています。
（図6）の線AB（左）および線CD（右）に沿ったすべての焦点メカニズムの断面図です。 赤の破線はLembang断層の延長の可能性、青の破線はLembang断層の別の仮説セグメント、赤の実線はLembang断層に関連している。
Lembang断層に関する事象はこの断層の左側の運動学とわずかに信頼成分を強く示唆するものである。 Lembang断層が初期の垂直重力運動に続いて運動学的に復帰したのは、オーストラリアプレートの北東ベクトル運動（例）が原因であった可能性がある。 また，Van Bemmelen が説明したようにスンダ火山の大噴火が，Nossin らが推定したようにプロト・タンクバンペラフ火山の大噴火が，断層の東側区間の初動を引き起こしたかもしれないが，その後の動きはオーストラリアプレートの北進によるゆっくりとした歪みの蓄積によって引き起こされているはずである． Lembang 断層は運動学的に正断層として形成されたが、運動学的にトラスト（ディップスリップ）成分を持つ左横ずれ断層に戻ったと推論される。 このことは、Tjia (1968)が報告した水平成分を持つスリッケンラインの発生を説明することができる。
広く認められているLembang断層の表面トレースは、ESE – WSWに約15kmにわたって延びており（図1）、走向は約N282°Eである。 事象2、3、4、5、8、9はこのよく知られたLembang断層の表層トレースの西側の領域に分布している（図6）。 これらのイベントの震源はこの表面トレースから少し離れたところにあるため、一見すると Lembang 断層とは無関係に見える。 しかし，（表2）の（I）に示した断層面の走向は，Lembang 断層の走向とよく一致している． また，（図7）のAB断面に沿った垂直分布も，推定された断層面に一致するほぼ垂直な傾斜を仮定すると，Lembang断層の西への延長の可能性とよく一致する。 これらのことから，これらの事象は Lembang 断層に関連したものであると解釈される． このことは，Lembang 断層が地表の痕跡から推定されるよりも少なくとも 10km 以上西に延びていることを意味する． そのため，Lembang 断層の終点からやや西側に断層線が延びているはずである． この線は既存の Lembang 断層線に接続され形態学的に未発達であるか（図6の破線），Lembang 断層の別のセグメントである可能性がある． Horspool らは形態学的特徴の地域マッピングに基づき，西端で断層線がわずかに南向きに鉤状になり，スギナ尾状になっていることを指摘した． この馬蹄形の南端には Lembang 断層とほぼ平行に別の断層線が伸びており，その北側にイベント 2，3，4，5，8，9 が分布している可能性がある． したがって、これらの事象は、Lembang 断層の別のセグメントであるこの線に関連していると単純に解釈することができる。 また、これらの事象から Lembang 断層の幾何学的な形状を示すことができる。 平均走向は約277°で、地表のトレンドラインである282°とあまり変わらず、ディップは約85°、レーキは約35°である。
GPSによるオーストラリアのプレートスリップ方位の測定結果では、平均で〜N20-21°Eであった。 また，Lembang断層の一般的なトレンドはN282°Eであり（図8），したがって，この断層の運動学的特徴は左横方向である可能性がある． Lembang断層の西側に分布するすべてのイベントの圧力軸の一般的な方向は、この考えを証明するものである。 このことは、既存の Lembang 断層線と追加提案された断層線との間に生じた馬蹄形の特徴を、横断的なジョグとして説明することができるかもしれない。 図8
圧力ベクトル（外向き矢印カップル）および張力ベクトル（内向き矢印カップル）の水平成分（図9）．
Lembang断層の修正概略幾何学図です。
Lembang断層の東部で発生した事象は、約0.2-0.18MaのSunda火山の激発でグラベン構造が発達した地域に分布している． Lembang 断層東部は，スンダ火山の噴火によって形成されたグラベン構造域に分布し，南北に走る一対の E-W 方向断層がこのグラベンに接している． 南側の境界線はLembang断層の東側セグメントとして認識される。 この初期地質構造は、イベント1、6、7で示されるように、その後の局所的なテクトニック進化に影響を与える。 これらのイベントの焦点メカニズム、特にイベント 1 と 7 は、明らかな正断層成分（重力崩壊）を示唆している。 Lembang 断層の北側にあるグラベン領域の小断層は、1 と 7 の事象に関連している可能性がある。 イベント6は，その位置（図7）と焦点メカニズムから，Lembang断層の東部に関連する可能性がある． イベント6の明らかな左横成分はLembang断層の西側に分布するイベントと一致し、Lembang断層の左横運動学的特徴を強く示唆している。
Velocity structure
JHD法で得られたP波とS波の速度（表3）を含む1次元構造を深度-速度グラフとして示す（図10）。 この図には解釈が示されている。 すなわち、18kmを除く6km以深ではVpが高く、6kmから0.75kmではVpが中程度、0.75kmより浅いところではVpが低いというように、3層が区別される。 Vpが高い範囲は4.0km/s以上、中程度は3.0-4.0km/s、低い範囲は2.0-3.0km/sであることがわかります。 深度6kmより深いところではVsが高く、6kmより浅いところではVsが低いというように、2つの層がVsのグラフィックから区別できる。 また、深度6km以深ではVsが高く、深度6km以深ではVsが低い。 Vp/Vsは、深度0.75kmより深いところで高いVp/Vs、深度0.75kmより浅いところで低いVp/Vsの2層で区別される。 Vp/Vsの値の高い範囲は1.5以上、低い範囲は1.5以下である。 したがって、断層周辺の層序は、底部（6 km 以下）で高い Vp と Vs を持つ高 Vp/Vs、中間部（6 〜 0.75 km）で中程度の Vp と低い Vs を持つ高 Vp/Vs、上部（0.75 km 以下）で低い Vp と低い Vs から構成されていると推定された。 Vp/Vs と Vp の顕著な低下から，この層の上部境界は深度 0.5～1 km にあると考えられる。 この境界は 0.75km にあると考えられる。 下層の境界は, Vs と Vp の減少が顕著なことから, 深度 5～8 km 付近にあると考えられる. この下部境界は 6km 地点にあると仮定する。 Vs は上層と中層で比較的低く、微妙な変動がある。
Vp/Vsのグラフを示したもの。 Vp/Vs、Vp、Vsに基づく解釈層（グレー色）と調査地域の一般的な層序との比較。
Vp/Vsが低く、最上層のVpが低いことは、岩石の孔隙中の水分量のアスペクト比が大きいことと相関している可能性がある。 武井は、水を含んだ孔の形状によって、地震波速度とポアソン比に異なる影響を与えることを報告している。 アスペクト比が小さい孔は、ポアソン比が大きくなるにつれて地震波速度が低下し、アスペクト比が大きい孔は、ポアソン比が小さくなるにつれて地震波速度が低下する。 一方、アスペクト比の大きな孔は、ポアソン比が小さくなり、地震波速度が低下する。 このことから，中層の高い Vp/Vs と中程度の Vp，低い Vs は，この層の水分のアスペクト比が上層に比べて小さいことを示すと思われる。
調査地域の一般的な地質（図11）と比較すると、最上層は第四紀の火山層であることが示唆される。
Sunardi& Kimura and Horspool et al .による修正地質図。 (2011). Lembang断層はHorspoolら（2011）により、約90mグリッドのSRTMデジタル標高モデル上の形態的特徴に基づいて同定され、本研究で同定した区間を除く30km以上の長さを示している。 地質図から推定したバンドン盆地とその隣接地域の南北方向の層序の概略図。深さ約1kmの地点に第四紀と第四紀以前の岩石層とその境界を示す。 LEMにおける負の観測点補正は岩盤上で、正の観測点補正は堆積岩や風化岩の上であることがわかる。 これは，岩盤上の観測点では堆積岩や風化岩上の観測点よりも波が早く到達したことを意味する。 また，Pujolは，カリフォルニア州Loma Prietaの本震-余震のデータから，高速度偏差に関連するマイナス値補正とその逆の補正を求めた． この結果は，Loma Prieta の結果と類似している． LEM のマイナス値は Lembang 断層に沿った火成岩の露頭（高速度偏差）と関係がある。
Conclusions
今回の調査から、調査地域の層序はVp、Vs、Vp/Vsの3層からなることが明らかとなった。 含水比の観点からは、Vp/Vsが低く、VpとVsが低い最上層は、含水比の最も大きい岩石で構成されている。 Vp/Vsが高く、VpとVsが高い最下層は、水分量のアスペクト比が最も小さい岩石で構成される。 この地域の一般的な地質と比較すると、最上層は第四紀の火山層、中・最下層は第三紀の堆積層と考えられる。
Lembang断層の震源機構は左横ずれ断層である。 西側のイベントはすべてLembang断層の新しいセグメントに関連していると思われる。 この新断層は、スギナ地形に示されるように、オーストラリア・プレートの圧力によって発達した可能性がある。 東側の2つの浅い地震は、小断層に関連しており、重力崩壊によって起こったと考えられる。