Kotlina Bandung jest płaskowyżem otoczonym kilkoma górami i aktywnymi wulkanami. Morfologia basenu ukształtowała się w wyniku aktywności tektonicznej i wulkanicznej w czwartorzędzie. Grube osady jeziorne zostały zdeponowane w basenie podczas późnego czwartorzędu. Osady te mogą skrywać kilka zakopanych uskoków. Uskok Lembang znajduje się w północnej części basenu Bandung, gdzie położone jest miasto Bandung. Administracyjnie, basen ten znajduje się w prowincji Jawa Zachodnia i jest otoczony kilkoma górami, które są związane z mapowanymi uskokami (Rysunek 1). Bandung jest gęsto zaludnionym miastem w Indonezji. Jest ono otoczone kilkoma uskokami, które potencjalnie mogą być źródłem trzęsień ziemi. Ze względu na redukcję ryzyka katastrof, ważne jest, aby ujawnić sejsmiczność w tym obszarze. Zbadaliśmy aktywność sejsmiczną wokół uskoku Lembang, najbardziej widocznego uskoku w basenie.

Powstanie uskoku Lembang zostało wyjaśnione przez Dam . We wczesnym i środkowym czwartorzędzie ukształtowała się położona na linii zachód-wschód wyżyna z najstarszymi wulkanami kompleksu Burangrang-Sunda (w tym wulkan Tangkubanperahu), grzbiety wulkaniczne i szczyty w północno-wschodnim obszarze Lembang oraz większość terenów wulkanicznych między Bandungiem a Sumedang. Po powstaniu wulkanu Sunda, grawitacyjne zapadanie, spowodowane obciążeniem ogromnych ilości osadów wulkanicznych plastycznymi osadami morskimi, spowodowało powstanie uskoków naporowych i struktur diapirycznych w przypowierzchniowych warstwach północnych stoków podnóża (Van Bemmelen, ). Rifting związany z katastrofalnymi erupcjami sektorowymi zniszczył stożki wulkaniczne, a obniżenie ciśnienia w głównym zbiorniku magmy doprowadziło do powstania uskoku normalnego i uformowania uskoku Lembang. Ten uskok, z imponującą skarpą, został zbadany przez Tjia, który stwierdził, że wystąpiły zarówno starsze przesunięcia dip-slip, jak i młodsze przesunięcia strike-slip.

Późniejsze badania paleosejsmologiczne wykazują kilka dowodów na bliską przeszłość działalności uskoku. Badania te wykazały, że w ciągu ostatnich 2 tys. lat uskok Lembang był w stanie wyprodukować trzęsienie ziemi o magnitudzie ~ 6,8 i 6,6 odpowiednio w 2 i 0,5 tys. lat BP. W związku z tym uskok ten może być zdolny do wywoływania trzęsień ziemi o porównywalnej magnitudzie w przyszłości.

Basen Bandung, jak widać na (Rysunku 1), będzie działał w celu wzmocnienia fal sejsmicznych, jeśli uskok Lembang wygeneruje trzęsienie ziemi. Poziom wzmocnienia zależy od grubości osadów. Struktura osadów została zbadana przy użyciu metody mikrotremor array, która wykazała, że najgłębsze podłoże sięga około 3,5 km. Wzmocnienie fal sejsmicznych w basenie Bandung zostało zasymulowane przez program Afnimar przy użyciu metody Haskella.

Pomimo że badania paleosejsmologiczne uskoku Lembang wskazują na istnienie znaczących uskoków w przeszłości, sejsmiczność wokół uskoku Lembang jest generalnie bardzo niska i w większości przypadków nie jest odczuwana przez ludzi. Trzęsienie ziemi o sile M 2,9 w dniu 21 lipca 2011 r. i trzęsienie ziemi o sile M3,3 w dniu 28 sierpnia 2011 r. (raport BMKG) były między innymi trzęsieniami odczuwalnymi przez ludzi i przyniosły zauważalne szkody w domach w pobliżu strefy uskoku i zostały zarejestrowane przez lokalną sieć sejsmiczną wokół uskoku. Do chwili obecnej nie przeprowadzono szczegółowych badań sejsmicznych uskoku Lembang. W niniejszym studium badamy go przy użyciu relokacji hipocentrum (w tym wyznaczania prędkości 1-D) i analizy mechanizmu ogniskowego.

Dane

Czasowa sieć sejsmiczna (Rysunek 2) została rozmieszczona wokół uskoku Lembang przez BMKG od maja 2010 do grudnia 2011 roku. Cztery sejsmometry Taurus-Nanometrics zostały zainstalowane w Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong i wokół Cibodas. W połowie 2010 roku, dwa sejsmometry zostały przeniesione z Parompong i Cibodas na wulkan Tangkubanperahu (TKP) i Ciater (ATR), ze względu na unikanie hałasów związanych z działalnością rolniczą. W ciągu tych dwóch lat, sieć zarejestrowała około 15 trzęsień ziemi. W niniejszych badaniach analizowane będą tylko te, które pochodzą z okolic Lembang.

Jeden przykład zarejestrowanego przebiegu fali sejsmicznej przedstawiono na (Rys. 3). Wytypowanie przybycia fali P opiera się na jej początku, który jest wyraźnie widoczny na sejsmogramach. Trudniej jest znaleźć początek fali S, szczególnie w sejsmogramie ze stacji MYN. Na szczęście składowe poziome sejsmogramów ze stacji LEM, TKP i ATR wykazują wyraźne początki fali S. Wybieranie fal S z tych trzech stacji może być użyte jako wskazówka do znalezienia fazy fali S na sejsmogramie ze stacji MYN. Na stacji MYN zaobserwowano jedną lub dwie fazy przed nadejściem fali S. Fazy te są prawdopodobnie produkowane przez odbicia spowodowane skomplikowaną strukturą na północ od tej stacji.

Metody

Pierwszym krokiem, który powinien być wykonany przy analizie trzęsienia ziemi jest określenie lokalizacji trzęsienia. Lokalizacja trzęsienia ziemi obejmuje położenie geograficzne, głębokość i czas powstania. Czas powstania może być określony za pomocą tzw. diagramu Wadatiego. Wynik z diagramu Wadati jest jednym z danych wejściowych do metody inwersji gradientu, która jest zwykle używana do lokalizacji jednego zdarzenia. Jest to powód, dla którego metoda ta jest często używana jako metoda określania pojedynczego zdarzenia (SED). Struktura prędkości używana w tym kroku jest odgadywana na podstawie struktur geologicznych wokół uskoku Lembang. Ta metoda inwersji została po raz pierwszy wprowadzona i zastosowana przez Geigera i nazwana metodą Geigera lokalizacji trzęsień ziemi. Wynik metody SED powinien być ponownie obliczony z powodu niejednorodności struktury wokół uskoku Lembang. Metoda Joint Hypocenter Location (JHD) została po raz pierwszy zaproponowana przez Douglasa w celu uwzględnienia czasu rezydualnego we wszystkich stacjach (korekta stacji) spowodowanego niejednorodnością prędkości w lokalizacjach stacji. Kissling et al. rozszerzyli metodę JHD poprzez włączenie 1-D modelu prędkości jako parametru w inwersji.

Aby oszacować mechanizm trzęsienia ziemi, inwersja tensora momentu opracowana przez Kuge jest stosowana w tych badaniach do oszacowania mechanizmu trzęsienia ziemi. Optymalne rozwiązanie tensora momentu jest osiągane poprzez najlepsze dopasowanie pomiędzy obserwacjami i syntetycznymi przebiegami fal w procesie inwersji. Syntetyczne przebiegi fal są obliczane za pomocą rozszerzonej metody refleksyjności opracowanej przez Kohketsu. Struktura prędkości, na podstawie której obliczono syntetyczne przebiegi, to 1-D model prędkości uzyskany z JHD. Obserwowane przebiegi prędkości są wycinane od początku fali P do impulsu fali S (5 do 10 s windowing) i filtrowane w zakresie 0.075-0.25 Hz za pomocą SAC. Czasami dla małych zdarzeń, przebiegi prędkości zdarzenia są integrowane w celu uzyskania przebiegów przemieszczenia, aby zredukować wzór dzwonienia. Przedstawiamy oryginalne dane wyjściowe związane ze zdarzeniem o największej magnitudzie (rysunek 4) i najmniejszej (rysunek 5). Dopasowanie pomiędzy przebiegami obserwacyjnymi i syntetycznymi dla wszystkich zdarzeń jest zróżnicowane, co jest identyfikowane przez wartość wariancji (patrz rysunki 4 i 5). Pomimo zróżnicowania wartości wariancji, przebiegi syntetyczne nadal pokrywają się z trendem przebiegów obserwacyjnych. Przebiegi obserwacyjne zarejestrowane na stacji TKP wyglądają jak zaszumione i nie są dobrze dopasowane do przebiegów syntetycznych. Nawet w przypadku niektórych zdarzeń, np. zdarzenia na (rys. 5), nie można zidentyfikować przebiegów obserwacyjnych na tej stacji. Powodem tego może być niejednorodność struktury wokół wulkanu Tangkubanperahu.

Lokalizacja trzęsienia ziemi i mechanizm ogniskowy

Przesunięte hipocentra SED otrzymane metodą JHD dla wszystkich zdarzeń wymienionych w (Tabela 1) i ich rozwiązania podwójnej pary wyników tensora momentu wymienione w (Tabela 2) są wykreślone na (Rysunki 6 i 7). Większość z nich wydaje się mieć związek z uskokiem Lembang. Tylko dwa bardzo płytkie zdarzenia (na głębokości mniejszej niż 5,0 km) są zlokalizowane w części wschodniej i dlatego jest mało prawdopodobne, aby miały związek z uskokiem Lembang.

Zdarzenia związane z uskokiem Lembang silnie sugerują, że uskok ten ma lewostronną kinematykę z lekko ufną składową. Ruch wektora NNE płyty australijskiej (np. ) mógł być odpowiedzialny za kinematyczną rewersję uskoku Lembang po jego początkowym pionowym ruchu grawitacyjnym. Początkowe przemieszczenie wschodniego odcinka uskoku mogło być wywołane przez kataklizmiczną erupcję wulkanu Sunda, jak wyjaśnia Van Bemmelen, a zachodniego odcinka przez kataklizmiczną erupcję wulkanu Proto-Tangkubanperahu, jak wywnioskowali Nossin et al., ale kolejne przemieszczenia powinny być wywołane przez powolną akumulację naprężeń spowodowaną ruchem płyty australijskiej w kierunku NNE. Można tu wywnioskować, że choć uskok Lembang był kinematycznie uformowany jako uskok normalny, to kinematycznie został on przekształcony w uskok lewostronny uderzeniowo-ślizgowy z komponentem powierniczym (dip-slip). Może to stanowić wyjaśnienie występowania linii slicken-lines z komponentem poziomym opisanych przez Tjia (1968).

Powszechnie uznawany ślad powierzchniowy uskoku Lembang rozciąga się na długości około 15 km w kierunku ESE – WSW (Rysunek 1) z uskokiem ~ N282°E. Zdarzenia 2, 3, 4, 5, 8 i 9 są rozmieszczone w obszarze na zachód od tego dobrze znanego śladu powierzchniowego uskoku Lembang (Rysunek 6). Ponieważ hipocentra tych zdarzeń leżą w pewnej odległości od tego śladu powierzchniowego, na pierwszy rzut oka wydaje się, że nie są one związane z uskokiem Lembang. Jednak uskoki płaszczyzn uskokowych oznaczonych (I) w (Tabela 2) są całkiem zgodne z uskokiem Lembang. Ich pionowe rozmieszczenie wzdłuż przekroju AB wskazanego na (Rys. 7) również dobrze pasuje do możliwego rozszerzenia uskoku Lembang w kierunku zachodnim, przy założeniu niemal pionowego zanurzenia, które jest zgodne z oszacowanymi płaszczyznami uskoków. Z tych powodów interpretujemy te zdarzenia jako związane z uskokiem Lembang. Sugeruje to, że uskok Lembang rozciąga się co najmniej 10 km dalej na zachód niż wynikałoby to z jego śladu na powierzchni. W związku z tym, od punktu końcowego uskoku Lembang powinna istnieć linia uskokowa rozciągająca się nieco na zachód. Linia ta może być połączona z istniejącą linią uskoku Lembang i morfologicznie nieeksponowana (linia kreskowa na Rysunku 6) lub jest to inny segment uskoku Lembang. Na podstawie regionalnych map cech morfologicznych Horspool i in. stwierdzili, że na zachodnim krańcu linia uskoku jest lekko zahaczona w kierunku południowym i ma kształt skrzypu. Na południowym krańcu tego kształtu skrzypu inna możliwa linia uskokowa rozciąga się niemal równolegle do uskoku Lembang, gdzie na północ od tej linii rozmieszczone są zdarzenia 2, 3, 4, 5, 8, 9. Dlatego też możemy po prostu zinterpretować, że zdarzenia te były związane z tą linią, która prawdopodobnie jest kolejnym odcinkiem uskoku Lembang. Na podstawie tych zdarzeń możemy również określić geometrię uskoku Lembang. Średni skok wynosi około 277°, co nie różni się zbytnio od linii trendu powierzchniowego 282°, zanurzenie około 85°, a nachylenie około 35°.

Wyniki pomiarów GPS azymutu poślizgu płyty australijskiej dały średni kierunek ~ N20-21°E. Ponieważ ogólna tendencja uskoku Lembang to N282°E (Rysunek 8), zatem ewentualny układ kinematyczny uskoku powinien mieć składową lewostronną. Ogólny kierunek osi ciśnienia wszystkich zdarzeń rozmieszczonych w zachodniej części uskoku Lembang potwierdza tę koncepcję. Średni kierunek tych zdarzeń to ukośne lewostronne uskoki o średniej osi nacisku N 225,3° E. Może to tłumaczyć powstanie cechy w kształcie skrzypu pomiędzy istniejącą linią uskoku Lembang a proponowaną linią dodatkową jako uskok transtensywny. Nową schematyczną geometrię uskoku Lembang przedstawiono na (Ryc. 9).

Zdarzenia, które wystąpiły we wschodniej części uskoku Lembang są rozmieszczone w obszarze, gdzie struktura grabenowa rozwinęła się podczas kataklizmicznej erupcji wulkanu Sunda około 0.2-0.18 Ma . Para uskoków o orientacji E-W na północy i południu graniczyła z tym grabenem. Południowa granica jest wówczas rozpoznawana jako wschodni odcinek uskoku Lembang. Ta początkowa struktura geologiczna wpływa na dalszą lokalną ewolucję tektoniczną, na co wskazują zdarzenia 1, 6 i 7. Mechanizmy ogniskowe tych zdarzeń, zwłaszcza zdarzeń 1 i 7, sugerują widoczny komponent normalnego uskoku (zapadnięcia grawitacyjne). Zdarzenia 1 i 7 mogą być związane z uskokami drobnych uskoków w obszarze grabenowym na północ od uskoku Lembang. Ze względu na swoje położenie (Rysunek 7) i mechanizm ogniskowy, zdarzenie 6 może być związane ze wschodnią częścią uskoku Lembang. Oczywista składowa lewostronna zdarzenia 6 jest zgodna ze składową zdarzeń rozmieszczonych na zachód od uskoku Lembang, co silnie sugeruje lewostronną kinematykę uskoku Lembang.

Struktura prędkościowa

Struktura 1-D obejmująca prędkości fal P i S (Tabela 3) uzyskana metodą JHD jest przedstawiona jako grafika Depth vs. Velocity (Rysunek 10). Na rysunku tym podano interpretację. Na podstawie grafiki Vp można wyróżnić trzy warstwy, tj. wysokie wartości Vp na głębokościach większych niż 6 km, z wyjątkiem głębokości 18 km, umiarkowane wartości Vp na głębokościach od ~6 do ~0,75 km oraz niskie wartości Vp na głębokościach mniejszych niż 0,75 km. Zakres wysokich, umiarkowanych i niskich wartości Vp jest odpowiednio większy niż 4.0, 3.0-4.0 i 2.0-3.0 km/s. Na podstawie grafiki Vs można wyróżnić dwie warstwy, tj. wysoką Vs na głębokościach większych niż 6 km oraz niską Vs na głębokościach mniejszych niż 6 km. Zakres wysokich i niskich wartości Vs jest odpowiednio większy i mniejszy od 2,5 km/s. Na podstawie grafiki Vp/Vs można wyróżnić dwie warstwy, tj. wysoką Vp/Vs na głębokościach większych niż 0,75 km i niską Vp/Vs na głębokościach płytszych niż 0,75 km. Zakres wysokich i niskich wartości Vp/Vs wynosi odpowiednio powyżej i poniżej 1,5. W związku z tym można wnioskować, że konfiguracja stratygraficzna wokół uskoku składa się z trzech warstw, tj. wysokich Vp/Vs z wysokimi Vp i Vs w dolnej części (poniżej 6 km), wysokich Vp/Vs z umiarkowanymi Vp i niskimi Vs w środkowej części (6 – 0,75 km) oraz niskich Vp/Vs z niskimi Vp i niskimi Vs w górnej części (poniżej 0,75 km). Górna granica tej warstwy znajduje się prawdopodobnie na głębokości od 0,5 do 1 km, na co wskazują wyraźne spadki Vp/Vs i Vp. Przyjmuje się, że granica ta znajduje się na głębokości 0,75 km. Dolna granica znajduje się prawdopodobnie na głębokości od 5 do 8 km, na co wskazują wyraźne spadki Vs i Vp. Zakłada się, że ta dolna granica znajduje się na głębokości 6 km. Vs są stosunkowo niskie w górnej i środkowej warstwie z subtelną fluktuacją.

Niskie Vp/Vs z niskim Vp w górnej warstwie może korelować z dużym współczynnikiem proporcji zawartości wody w porach skał. Takei podaje, że pory wypełnione wodą mają różny wpływ na prędkość sejsmiczną i współczynnik Poissona, co zależy od kształtu porów. Wypełnione wodą pory o małym współczynniku kształtu zmniejszają prędkość sejsmiczną wraz ze wzrostem współczynnika Poissona. Wypełnione wodą pory o dużym współczynniku kształtu mogą natomiast nieznacznie obniżyć współczynnik Poissona przy zmniejszającej się prędkości sejsmicznej. Z tego punktu widzenia wysokie Vp/Vs przy umiarkowanym Vp i niskim Vs w warstwie środkowej może wskazywać na mniejszy współczynnik kształtu zawartości wody w tej warstwie w porównaniu do warstwy górnej. Lower Vp/Vs with high Vp and Vs in the bottom layer may indicate smallest aspect ratio of water content compared to that in the middle and top layers.

In comparison with general geology of the study area (Figure 11), the top layer should represent Quaternary volcanic layer. Warstwy środkowa i dolna powinny reprezentować trzeciorzędową warstwę osadową lub bazę według Satake i Harjono .

Poprawki stacyjne uzyskane z metody JHD zestawiono w (Tabela 4). Zaobserwowano, że ujemne poprawki stacyjne na LEM występują na skałach narzutowych, a dodatnie na skałach osadowych lub wietrzeniowych. Oznacza to, że fale docierały wcześniej do stacji na skałach macierzystych niż do stacji na skałach osadowych i wietrzeniowych. Pujol uzyskał korekcję wartości ujemnych związanych z anomaliami wysokich prędkości i odwrotnie na podstawie danych z sekwencji wstrząsów głównych i wtórnych w Loma Prieta w Kalifornii. Nasz wynik pokazuje podobne wskazania jak w przypadku Loma Prieta. Wartość ujemna w LEM jest związana z wychodniami skał iglastych (anomalie wysokich prędkości) wzdłuż uskoku Lembang. Wartości dodatnie w TKP, MYN i ATR związane są ze strefą wulkaniczną (anomalie o niskiej prędkości).

Wnioski

W wyniku przeprowadzonych badań, stratygrafia obszaru badań została ujawniona w oparciu o Vp, Vs i Vp/Vs, składające się z trzech warstw. W aspekcie stosunku zawartości wody, górna warstwa o niskim Vp/Vs, niskim Vp i niskim Vs składa się ze skał o największym stosunku zawartości wody. Warstwa dolna o wysokim Vp/Vs, wysokim Vp i wysokim Vs składa się ze skał o najmniejszym wskaźniku zawartości wody. W porównaniu z ogólną geologią tego obszaru, górna warstwa powinna reprezentować czwartorzędową warstwę wulkaniczną, a środkowa i dolna warstwa powinna reprezentować trzeciorzędową warstwę osadową.

Mechanizmem źródłowym trzęsień ziemi wzdłuż uskoku Lembang jest uskok lewostronny. Wszystkie zachodnie wydarzenia są prawdopodobnie związane z nowym segmentem uskoku Lembang. Ten nowy segment jest być może rozwinięty przez nacisk płyty australijskiej, na co wskazuje cecha skrzypu. Dwa płytkie zdarzenia na wschodzie są związane z mniejszymi uskokami i spowodowane przez zapadanie grawitacyjne.