Het Bandung Basin is een plateau omgeven door verschillende bergen en actieve vulkanen. De morfologie van het bekken is gevormd door tektonische en vulkanische activiteit tijdens het Kwartair. Dikke meersedimenten werden tijdens het Laat Kwartair in het bekken afgezet. Deze afzettingen verbergen mogelijk verschillende verborgen breuken. De Lembang-breuk bevindt zich in het noordelijke deel van het Bandung-bekken waar de stad Bandung is gelegen. Administratief gezien ligt dit bekken in de provincie West-Java en wordt het omringd door verschillende bergen, die in verband worden gebracht met in kaart gebrachte breuken (figuur 1). Bandung is een dichtbevolkte stad in Indonesië. Het wordt omringd door verschillende breuken die potentieel aardbevingsbronnen kunnen zijn. Met het oog op rampenrisicovermindering is het belangrijk om de seismiciteit in dit gebied te onthullen. Wij bestudeerden de seismische activiteiten rond de Lembang-breuk, de meest in het oog springende breuk in het bekken.

De vorming van de Lembang-breuk werd verklaard door Dam . In het Vroeg-Midden Kwartair werden het west-oost verlopende hoogland met de oudste vulkanen van het Burangrang-Sunda complex (waaronder de Tangkubanperahu vulkaan), de vulkanische ruggen en pieken in het noordoostelijke Lembang gebied, en het grootste deel van het vulkanische terrein tussen Bandung en Sumedang gevormd. Na de opbouw van de Sundavulkaan veroorzaakte een gravitationele ineenstorting, als gevolg van de belasting van enorme hoeveelheden vulkanische afzettingen op taaie mariene sedimenten, stuwkrachtfouten en diapirische structuren in de dicht aan het oppervlak gelegen lagen van de noordelijke voethellingen (Van Bemmelen, ). Rifting, geassocieerd met catastrofale uitbarstingen van sectorbreuken, vernietigde de vulkanische kegels, terwijl de drukverlaging van het belangrijkste magma-reservoir leidde tot normale breuklijnen en de vorming van de Lembang-breuk. Deze breuk, met een indrukwekkende scharp, werd bestudeerd door Tjia, die concludeerde dat zowel oudere dip-slip als jongere strike-slip verplaatsingen hadden plaatsgevonden.

Recent paleoseismologisch onderzoek toont verschillende bewijzen van activiteiten van de breuk in het nabije verleden. Dit onderzoek concludeerde dat de Lembang-breuk in de laatste 2 jaar aardbevingen van ~ 6,8 en 6,6 magnitude heeft kunnen veroorzaken op respectievelijk ongeveer 2 en 0,5 kyrs BP. Dienovereenkomstig kan de breuk in de toekomst aardbevingen van vergelijkbare magnitudes veroorzaken.

Het Bandung Basin zoals te zien in (Figuur 1) zal seismische golven versterken als de Lembang breuk een aardbeving opwekt. De mate van versterking is afhankelijk van de sedimentdikte. De sedimentstructuur is onderzocht met behulp van de microtremor array-methode, waaruit bleek dat de diepste kelder ongeveer 3,5 km diep is. Seismische golfversterking in het Bandung-bekken werd gesimuleerd door Afnimar met behulp van de methode van Haskell.

Hoewel paleoseismologisch onderzoek van de Lembang-breuk bewijzen van significante breuken in het verleden laat zien, is de seismiciteit rond de Lembang-breuk over het algemeen zeer laag en meestal niet door mensen waargenomen. Onder meer een aardbeving van M 2,9 op 21 juli 2011 en een aardbeving van M3,3 op 28 augustus 2011 (BMKG-verslag) werden door de mensen waargenomen en veroorzaakten schade aan huizen in de omgeving van de breukzone; zij werden geregistreerd door het plaatselijke seismische netwerk rond de breuk. Tot dusver is nog geen gedetailleerd seismisch onderzoek van de Lembang-breuk verricht. In deze studie onderzoeken we het met behulp van hypocentrumverplaatsing (inclusief 1-D snelheidsbepaling) en focale mechanismeanalyse.

De gegevens

Een tijdelijk seismisch netwerk (figuur 2) is van mei 2010 tot december 2011 door het BMKG rond de Lembang-breuk uitgezet. Vier Taurus-Nanometrics seismometers zijn geïnstalleerd in Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong en rond Cibodas. Medio 2010 zijn twee seismometers verplaatst van Parompong en Cibodas naar de Tangkubanperahu vulkaan (TKP) en Ciater (ATR), vanwege het vermijden van geluiden van landbouwactiviteiten. Gedurende deze twee jaar heeft het netwerk ongeveer 15 aardbevingen geregistreerd. In dit onderzoek zullen alleen gebeurtenissen worden geanalyseerd die afkomstig zijn uit het gebied rond Lembang.

Een voorbeeld van de opgenomen seismische golfvorm wordt getoond in (figuur 3). De aankomst van de P-golf is gebaseerd op het begin ervan, dat duidelijk zichtbaar is op de seismogrammen. Het is moeilijker om het begin van de S-golf te vinden, vooral in het seismogram van station MYN. Gelukkig laten de horizontale componenten van seismogrammen van de stations LEM, TKP en ATR duidelijke S-golf aanzetten zien. De S-golfplukken van deze drie stations kunnen worden gebruikt als leidraad voor het vinden van de S-golffase op het seismogram van station MYN. Er zijn een of twee fasen waargenomen op station MYN vóór de aankomst van de S-golf. Deze fasen zijn waarschijnlijk het gevolg van reflecties door een ingewikkelde structuur ten noorden van dit station.

Methodes

De eerste stap die moet worden gezet bij een aardbevingsanalyse is het bepalen van de locatie van de aardbeving. Een aardbevingslocatie omvat een geografische positie, een diepte en een oorsprongstijd. De oorsprongstijd kan worden bepaald met behulp van een zogenaamd Wadati-diagram. Het resultaat van het Wadati-diagram is een van de inputs van de gradiëntinversiemethode die gewoonlijk wordt gebruikt om een gebeurtenis te lokaliseren. Dit is de reden waarom deze methode vaak wordt gebruikt als een “single event determination” (SED). De in deze stap gebruikte snelheidsstructuur wordt geraamd aan de hand van geologische structuren rond de Lembang-breuk. Deze inversiemethode werd voor het eerst geïntroduceerd en toegepast door Geiger en wordt de Geiger-methode van aardbevingslocatie genoemd. Het resultaat van de SED-methode moet worden herberekend vanwege de heterogeniteit van de structuur rond de Lembang-breuk. Een gezamenlijke methode voor de lokalisatie van het hypocentrum (JHD) werd voor het eerst voorgesteld door Douglas om rekening te houden met de resttijd op alle stations (stationscorrectie) die wordt veroorzaakt door de heterogeniteit van de stationslocaties. Kissling et al. breidden de JHD methode uit door een 1-D snelheidsmodel op te nemen als parameter in de inversie.

Om het aardbevingsmechanisme te schatten, wordt de moment tensor inversie, ontwikkeld door Kuge, toegepast in dit onderzoek. De optimale moment tensor oplossing wordt bereikt door de beste fitting tussen observatie en synthetische golfvormen door middel van inversie. De synthetische golfvormen worden berekend met behulp van de uitgebreide reflectiviteitsmethode die door Kohketsu is ontwikkeld. De snelheidsstructuur waarin deze synthetische golfvormen worden berekend is het 1-D snelheidsmodel dat resulteert uit de JHD. De waargenomen snelheidsgolfvormen worden geknipt van P-golf begin tot S-golf puls (5 tot 10 s windowing) en worden gefilterd in 0.075-0.25 Hz met behulp van SAC. Soms voor kleine gebeurtenissen worden de snelheidsgolfvormen van een gebeurtenis geïntegreerd om de verplaatsingsgolfvormen te krijgen om het belpatroon te verminderen. Wij tonen de originele outputs van de gebeurtenis met de grootste magnitude (figuur 4) en van de gebeurtenis met de kleinste magnitude (figuur 5). De passing tussen de waarnemingsgolfvormen en de synthetische golfvormen voor alle gebeurtenissen varieert, hetgeen wordt geïdentificeerd door de variantiewaarde (zie figuren 4 en 5). Hoewel er variatie is in de variantiewaarden, dekken de synthetische golfvormen nog steeds de trend van de waargenomen golfvormen. De waarnemingsgolfvormen die in station TKP zijn opgenomen, zien er ruisachtig uit en passen niet goed bij de synthetische golfvormen. Zelfs bij sommige gebeurtenissen, bijvoorbeeld de gebeurtenis in (figuur 5), kunnen de waarnemingsgolfvormen bij dit station niet worden geïdentificeerd. De reden hiervoor moet worden gezocht in de heterogeniteit van de structuur rond de Tangkubanperahu-vulkaan.

Bevingslocatie en focaal mechanisme

De met de JHD-methode verkregen verplaatste SED-hypocentra voor alle in (tabel 1) vermelde gebeurtenissen en hun in (tabel 2) vermelde dubbelkoppeloplossingen van momentspanningsresultaten zijn uitgezet in (figuren 6 en 7). De meeste van deze voorvallen lijken verband te houden met de Lembang-breuk. Slechts twee zeer ondiepe gebeurtenissen (op een diepte van minder dan 5,0 km) bevinden zich in het oostelijke deel en het is daarom onwaarschijnlijk dat zij verband houden met de Lembang-breuk.

De gebeurtenissen in verband met de Lembang-breuk wijzen er sterk op dat deze breuk een links-laterale kinematische met licht vertrouwenscomponent heeft. De NNE vector beweging van de Australische plaat (e.g. ) zou verantwoordelijk kunnen zijn geweest voor de kinematische omkering van de Lembang breuk na zijn aanvankelijke verticale gravitatie beweging. De initiële beweging van het oostelijke segment van de breuk kan zijn veroorzaakt door de cataclysmische uitbarsting van de Sunda Vulkaan, zoals Van Bemmelen verklaart, en die van het westelijke segment door de cataclysmische uitbarsting van de Proto-Tangkubanperahu Vulkaan, zoals Nossin et al. concluderen, maar de daaropvolgende bewegingen zouden moeten zijn veroorzaakt door langzame spanningsaccumulatie als gevolg van de NNE beweging van de Australische plaat. Hieruit kan worden afgeleid dat, hoewel de Lembang-breuk kinematisch werd gevormd als een normale breuk, deze kinematisch is omgevormd tot een links-laterale strike-slip breuk met een trust (dip-slip) component. Dit zou een verklaring kunnen zijn voor het voorkomen van slicken-lijnen met horizontale component zoals gerapporteerd door Tjia (1968).

Het algemeen erkende oppervlaktespoor van de Lembang-breuk strekt zich uit over ongeveer 15 km in de richting ESE – WSW (figuur 1) met een inslag van ~ N282°E. Gebeurtenissen 2, 3, 4, 5, 8 en 9 zijn verspreid in een gebied ten westen van dit bekende oppervlaktespoor van de Lembang-breuk (figuur 6). Omdat de hypocentra van deze gebeurtenissen op enige afstand van dit oppervlaktespoor liggen, lijken zij op het eerste gezicht geen verband te houden met de Lembang-breuk. Maar de inslag van de breukvlakken, aangeduid met (I) in (tabel 2), komt vrij goed overeen met de inslag van de Lembang-breuk. Hun verticale verdeling langs de doorsnede AB in (Figuur 7) komt ook goed overeen met een mogelijke westwaartse uitbreiding van de Lembang-breuk, uitgaande van de bijna-verticale dip die consistent is met de geschatte breukvlakken. Om deze redenen interpreteren wij deze gebeurtenissen als verband houdend met de Lembang-breuk. Dit impliceert dat de Lembang-breuk zich ten minste 10 km verder in westelijke richting uitstrekt dan uit zijn oppervlaktespoor zou worden afgeleid. Bijgevolg zou er een breuklijn moeten zijn die zich iets westwaarts uitstrekt vanaf het eindpunt van de Lembang-breuk. Deze lijn zou verbonden kunnen zijn met de bestaande Lembang-breuklijn en morfologisch onbelicht zijn (streeplijn in figuur 6), of het is een ander segment van de Lembang-breuk. Op basis van regionale kartering van morfologische kenmerken hebben Horspool et al. gemeld dat de breuklijn aan het westelijke uiteinde licht naar het zuiden is afgebogen en een paardenstaartvorm vertoont. Aan het zuidelijke uiteinde van deze paardenstaartvorm strekt zich een andere mogelijke breuklijn uit die bijna parallel loopt aan de Lembang-breuk, waar ten noorden van deze lijn de gebeurtenissen 2, 3, 4, 5, 8, 9 zijn verspreid. Daarom interpreteren wij eenvoudigweg dat deze gebeurtenissen verband houden met deze lijn, die waarschijnlijk een ander segment van de Lembang-breuk is. Uit deze gebeurtenissen kunnen we ook de geometrie van de Lembang-breuk afleiden. De gemiddelde inslag is ongeveer 277°, wat niet veel verschilt van de oppervlaktetrendlijn van 282°, de dip is ongeveer 85° en de rake is ongeveer 35°.

Resultaten van GPS-metingen van de azimut van de Australische plaatslip gaven een gemiddelde richting van ~ N20-21°E . Aangezien de algemene tendens van de Lembang-breuk N282°E is (figuur 8), moet de mogelijke kinematica van de breuk dus een links-laterale component hebben. De algemene richting van de drukas van alle gebeurtenissen die zich in het westelijke deel van de breuk bij Lembang hebben voorgedaan, levert het bewijs voor dit idee. De gemiddelde richting van deze gebeurtenissen is een schuine links-laterale breuk met een gemiddelde drukas van N 225,3° E. Dit kan de ontwikkeling verklaren van de paardenstaartvormige eigenschap tussen de bestaande Lembang breuklijn en de voorgestelde extra lijn als een transtensionele jog. Een nieuwe schematische geometrie van de Lembang-breuk wordt gepresenteerd in (figuur 9).

De gebeurtenissen die zich in het oostelijke deel van de Lembang-breuk hebben voorgedaan, zijn verspreid in een gebied waar zich tijdens de cataclysmische uitbarsting van de Sundavulkaan rond 0,2-0,18 Ma een grabenstructuur had ontwikkeld. Een paar E-W georiënteerde breuken in het noorden en zuiden begrensden deze graben. De zuidgrens wordt dan herkend als het oostelijke segment van de Lembang breuk. Deze initiële geologische structuur beïnvloedt de verdere lokale tektonische evolutie zoals aangegeven door de gebeurtenissen 1, 6, en 7. De focaliseringsmechanismen van deze gebeurtenissen, met name van de gebeurtenissen 1 en 7, wijzen op een duidelijke normale breukcomponent (gravitatie-instortingen). De gebeurtenissen 1 en 7 kunnen verband houden met breukvorming van kleine breuken in de zone van de graben ten noorden van de Lembang-breuk. Gezien de positie (figuur 7) en het focale mechanisme, zou gebeurtenis 6 verband kunnen houden met het oostelijke deel van Lembang. De duidelijk links-laterale component van gebeurtenis 6 komt overeen met die van gebeurtenissen die ten westen van de Lembang-breuk zijn verspreid en wijst dus sterk op een links-laterale kinematica van de Lembang-breuk.

Velociteitsstructuur

De 1-D-structuur inclusief P- en S-golfsnelheden (Tabel 3), verkregen met de JHD-methode, wordt gepresenteerd als grafiek van diepte vs. snelheid (Figuur 10). De interpretatie wordt in deze figuur gegeven. Drie lagen kunnen worden onderscheiden in de Vp grafiek, namelijk hoge Vp waarden op dieptes dieper dan 6 km met uitzondering van die op 18 km, matige Vp op dieptes van ~6 tot ~0,75 km, en lage Vp op dieptes ondieper dan 0,75 km. Het bereik van de hoge, matige en lage Vp waarden is respectievelijk hoger dan 4,0, 3,0-4,0 en 2,0-3,0 km/s. Twee lagen kunnen worden onderscheiden van de Vs grafiek, d.w.z. hoge Vs bij dieptes dieper dan 6 km en lage Vs bij dieptes ondieper dan 6 km. Het bereik van hoge en lage Vs waarden is respectievelijk hoger en lager dan 2,5 km/s. Uit de Vp/Vs grafiek kunnen twee lagen worden onderscheiden, namelijk een hoge Vp/Vs op diepten dieper dan 0,75 km en een lage Vp/Vs op diepten ondieper dan 0,75 km. Het bereik van hoge en lage Vp/Vs waarden ligt respectievelijk boven en onder 1,5. Hieruit kan worden afgeleid dat de stratigrafische configuratie rond de breuk uit drie lagen bestaat, namelijk hoge Vp/Vs met hoge Vp en Vs op de bodem (minder dan 6 km), hoge Vp/Vs met matige Vp en lage Vs in het midden (6 – 0,75 km), en lage Vp/Vs met lage Vp en lage Vs op de top (minder dan 0,75 km). De bovengrens van deze laag ligt waarschijnlijk op een diepte tussen 0,5 en 1 km, zoals blijkt uit de prominente dalingen van Vp/Vs en Vp. Aangenomen wordt dat deze grens op 0,75 km ligt. De ondergrens ligt waarschijnlijk op een diepte tussen 5 en 8 km diepte, zoals blijkt uit de prominente afnamen van Vs en Vp. Deze ondergrens wordt verondersteld op 6 km. Vs zijn relatief laag in de bovenste en middelste lagen met een subtiele fluctuatie.

Lage Vp/Vs met lage Vp in de toplaag kan correleren met een grote aspectverhouding van het watergehalte in poriën van gesteenten. Takei rapporteert dat de met water gevulde poriën een verschillend effect hebben op de seismische snelheid en de Poisson’s ratio, wat afhangt van de vorm van de poriën. Met water gevulde poriën met een kleine aspectverhouding verlagen de seismische snelheid met toenemende Poisson’s ratio. Met water gevulde poriën met een grote aspectverhouding kunnen echter de Poisson’s ratio licht verlagen met afnemende seismische snelheid. Vanuit dit perspectief kan een hoge Vp/Vs met een matige Vp en een lage Vs in de middelste laag wijzen op een kleinere aspectratio van het watergehalte van deze laag vergeleken met die van de bovenste laag. Lagere Vp/Vs met hoge Vp en Vs in de onderste laag kunnen wijzen op de kleinste verhouding van het watergehalte in vergelijking met die in de middelste en bovenste lagen.

In vergelijking met de algemene geologie van het studiegebied (Figuur 11), zou de bovenste laag een vulkanische laag uit het Quartair moeten vertegenwoordigen. De middelste en onderste lagen zouden volgens Satake en Harjono een Tertiaire sedimentaire laag of basement moeten vertegenwoordigen.

De uit de JHD-methode verkregen stationcorrecties zijn vermeld in (tabel 4). De negatieve stationcorrecties bij het LEM komen voor bij vast gesteente en de positieve bij sedimentair of verwerend gesteente. Dit betekent dat de golven eerder aankwamen bij stations op vast gesteente dan bij stations op sedimentgesteente of verweringsgesteente. Pujol verkreeg uit gegevens van Loma Prieta, Californië, de opeenvolging van hoofdschokken en naschokken, een correctie van minwaarden in verband met hoge snelheidsanomalieën en vice versa. Ons resultaat vertoont een soortgelijke indicatie als dat van Loma Prieta. De min-waarde bij LEM houdt verband met het ontstaan van stollingsgesteente (hoge snelheidsanomalieën) langs de Lembang-breuk. De pluswaarden bij TKP, MYN en ATR houden verband met de vulkanische zone (lage snelheidsanomalieën).

Conclusies

Uit dit onderzoek is de stratigrafie van het studiegebied naar voren gekomen op basis van Vp, Vs en Vp/Vs, bestaande uit drie lagen. In een perspectief van aspect ratio van watergehalte, is de toplaag met lage Vp/Vs, lage Vp en lage Vs samengesteld uit gesteenten met de grootste aspect ratio van watergehalte. De onderste laag met hoge Vp/Vs, hoge Vp en hoge Vs bestaat uit gesteenten met de kleinste hoogte-breedteverhouding van het watergehalte. In vergelijking met de algemene geologie van het gebied zou de bovenste laag de vulkanische laag uit het Kwartair moeten vertegenwoordigen, en de middelste en onderste lagen de sedimentaire laag uit het Tertiair.

Het bronmechanisme van aardbevingen langs de Lembang-breuk is links-laterale breukvorming. Alle westelijke gebeurtenissen zijn waarschijnlijk gerelateerd aan een nieuw segment van de Lembang-breuk. Dit nieuwe segment is wellicht ontwikkeld door druk van de Australische plaat, zoals te zien is aan de paardenstaart. Twee ondiepe oostelijke gebeurtenissen houden verband met de kleine breuken en worden veroorzaakt door een gravitatie-instorting.150