Bandungbäckenet är en platå som är omgiven av flera berg och aktiva vulkaner. Bassängens morfologi bildades på grund av tektonisk och vulkanisk aktivitet under kvartärtiden. Tjocka sjösediment avlagrades i bäckenet under det sena kvartäret. Dessa avlagringar kan dölja flera begravda sprickor. Lembangförkastningen är belägen i den norra delen av Bandungbäckenet där Bandung City ligger. Administrativt sett ligger denna bassäng i provinsen West Java och är omgiven av flera berg som är förknippade med kartlagda förkastningar (figur 1). Bandung är en tätbefolkad stad i Indonesien. Den är omgiven av flera förkastningar som potentiellt kan vara jordbävningskällor. När det gäller katastrofriskreducering är det viktigt att avslöja seismiciteten i detta område. Vi studerade den seismiska aktiviteten kring Lembangförkastningen, den mest iögonfallande förkastningen i bäckenet.

Bildningen av Lembangförkastningen förklarades av Dam . Under tidig-medelkvartär bildades det väst-östliga höglandet med de äldsta vulkanerna i Burangrang-Sunda-komplexet (inklusive vulkanen Tangkubanperahu), de vulkaniska åsarna och topparna i det nordöstra Lembang-området och större delen av den vulkaniska terrängen mellan Bandung och Sumedang. Efter uppbyggnaden av Sundavulkanen orsakade en gravitationskollaps, som berodde på belastningen av enorma mängder vulkaniska avlagringar på duktila marina sediment, tryckförskjutningar och diapirstrukturer i de ytnära lagren i de norra fotsluttningarna (Van Bemmelen, ). Rifting i samband med katastrofala sektorfelutbrott förstörde de vulkaniska konerna, medan tryckavlastningen av den huvudsakliga magmareservoaren ledde till normala förkastningar och bildandet av Lembangförkastningen. Denna förkastning, med en imponerande skarp, studerades av Tjia , som drog slutsatsen att både äldre dip-slip- och yngre strike-slip-förskjutningar hade inträffat.

Nyligen genomförda paleoseismologiska studier visar flera bevis på att förkastningen har varit aktiv i det nära förflutna. I studien drogs slutsatsen att Lembangförkastningen under de senaste 2 kyrorna har kunnat ge upphov till jordbävningar med magnituder på ~ 6,8 och 6,6 vid ungefär 2 respektive 0,5 kyror BP . Följaktligen kan förkastningen i framtiden utlösa jordbävningar av jämförbar magnitud.

Bandungbäckenet, som framgår av figur 1, kommer att förstärka de seismiska vågorna om Lembangförkastningen ger upphov till en jordbävning. Nivån på förstärkningen beror på sedimentens tjocklek. Sedimentstrukturen har undersökts med hjälp av mikrotremor array-metoden , vilket visade att den djupaste källaren når ca 3,5 km. Den seismiska vågförstärkningen i Bandungbäckenet simulerades av Afnimar med hjälp av Haskells metod.

Och även om paleoseismologiska studier av Lembangförkastningen visar tecken på betydande förkastningar i det förflutna är seismiciteten runt Lembangförkastningen generellt sett mycket låg och för det mesta inte känd av människor. Den 21 juli 2011 inträffade en jordbävning av magnitud M 2,9 och den 28 augusti 2011 en jordbävning av magnitud M3,3 (BMKG-rapport), som bland annat registrerades av människor och orsakade skador på hus i närheten av förkastningszonen, och som registrerades av det lokala seismiska nätverket runt förkastningen. Hittills har det inte gjorts några detaljerade seismiska undersökningar av Lembangförkastningen. I den här studien undersöker vi den med hjälp av omlokalisering av hypocentret (inklusive 1-D-hastighetsbestämning) och analys av fokalmekanismen.

Data

Ett tidsmässigt seismiskt nätverk (figur 2) har satts upp runt Lembangförkastningen av BMKG från maj 2010 till december 2011. Fyra Taurus-Nanometrics-seismometrar har installerats i Lembang (LEM), Cimenyan (MYN), Parongpong och runt Cibodas. I mitten av 2010 flyttades två seismometrar från Parompong och Cibodas till vulkanen Tangkubanperahu (TKP) och Ciater (ATR) för att undvika buller från jordbruksverksamhet. Under dessa två år har nätverket registrerat cirka 15 jordbävningar. Denna forskning kommer endast att analysera händelserna de som har sitt ursprung i området kring Lembang.

Ett exempel på den registrerade seismiska vågformen visas i (figur 3). P-vågens ankomstplockning är baserad på dess början som är tydligt synlig på seismogrammen. Det är svårare att hitta S-vågens början, särskilt i seismogrammet från station MYN. Lyckligtvis visar de horisontella komponenterna i seismogrammen från stationerna LEM, TKP och ATR tydliga S-vågsdebuten. Plockningen av S-vågor från dessa tre stationer kan användas som vägledning för att hitta S-vågsfasen på seismogrammet från station MYN. Det finns en eller två faser som observeras vid station MYN före S-vågens ankomst. Dessa faser produceras troligen av reflektioner på grund av komplicerad struktur norr om denna station.

Metoder

Det första steget som bör göras vid jordbävningsanalysen är att bestämma platsen för jordbävningen. En jordbävningsort omfattar en geografisk position, ett djup och en ursprungstid. Ursprungstiden kan bestämmas med hjälp av vad som kallas ett Wadati-diagram . Resultatet från Wadatidiagrammet är en av ingångarna till gradientinverteringsmetoden som vanligtvis används för att lokalisera en händelse. Detta är anledningen till att denna metod ofta används för att fastställa en enda händelse (SED). Den hastighetsstruktur som används i detta steg gissas från geologiska strukturer runt Lembangförkastningen. Denna inverteringsmetod introducerades och tillämpades först av Geiger och kallas Geigermetoden för lokalisering av jordbävningar. Resultatet av SED-metoden bör räknas om på grund av den heterogena strukturen runt Lembangförkastningen. En JHD-metod (Joint Hypocenter Location) föreslogs först av Douglas för att ta hänsyn till resttiden vid alla stationer (stationskorrigering) som orsakas av hastighetsheterogenitet i stationernas lägen. Kissling et al. utvidgade JHD-metoden genom att inkludera en 1-D-hastighetsmodell som en parameter i inversionen.

För att uppskatta jordbävningsmekanismen tillämpas den momenttenorinversion som utvecklats av Kuge i den här forskningen för att uppskatta jordbävningsmekanismen. Den optimala momenttensorlösningen uppnås genom bästa anpassning mellan observation och syntetiska vågformer genom inversionsprocessen. De syntetiska vågformerna beräknas med hjälp av den utvidgade reflektivitetsmetoden som utvecklats av Kohketsu . Den hastighetsstruktur där den syntetiska vågformen beräknas är en 1-D-hastighetsmodell från JHD. De observerade hastighetsvågformerna skärs av från P-vågens början till S-vågens puls (5 till 10 s fönsterindelning) och filtreras i 0,075-0,25 Hz med hjälp av SAC. Ibland när det gäller små händelser integreras hastighetsvågformerna för en händelse för att få fram förskjutningsvågformerna för att minska ringmönstret. Vi visar de ursprungliga utgångarna för händelsen med den högsta magnituden (figur 4) och för den lägsta händelsen (figur 5). Anpassningen mellan observationsvågformerna och de syntetiska vågformerna för alla händelser varierar och identifieras med hjälp av variansvärdet (se figurerna 4 och 5). Även om variansvärdena varierar täcker de syntetiska vågformerna fortfarande trenden för de observerade vågformerna. De observationsvågformer som registrerats vid station TKP ser ut att vara störiga och kan inte passa bra in i de syntetiska vågformerna. Till och med vissa händelser, t.ex. händelsen i (figur 5), kan observationsvågformerna inte identifieras vid denna station. Orsaken bör bero på strukturens heterogenitet runt vulkanen Tangkubanperahu.

Bjordbävningsort och fokalmekanism

De omlokaliserade SED-hypocentrarna som erhållits med hjälp av JHD-metoden för alla händelser som förtecknas i (tabell 1) och deras dubbelkopplade lösningar av momenttensorresultaten som förtecknas i (tabell 2) visas i (figurerna 6 och 7). De flesta av dem verkar ha ett samband med Lembangförkastningen. Endast två mycket grunda händelser (på mindre än 5,0 km djup) är belägna i den östra delen och det är därför osannolikt att de har ett samband med Lembangförkastningen.

Händelserna relaterade till Lembangförkastningen tyder starkt på att denna förkastning har en vänstervridet kinematik med en liten trustkomponent. Den australiensiska plattans NNE-vektorrörelse (t.ex. ) kan ha varit ansvarig för den kinematiska reversionen av Lembangförkastningen efter dess ursprungliga vertikala gravitationsrörelse. Den inledande rörelsen av den östra delen av förkastningen kan ha utlösts av ett kataklysmiskt utbrott av vulkanen Sunda, vilket förklaras av Van Bemmelen, och rörelsen av den västra delen av ett kataklysmiskt utbrott av vulkanen Proto-Tangkubanperahu, vilket Nossin m.fl. drar slutsatsen, men de efterföljande rörelserna bör ha utlösts av en långsam ackumulering av spänningar till följd av den australiensiska plattans rörelse i nordnordostlig riktning. Här kan man dra slutsatsen att även om Lembangförkastningen kinematiskt bildades som en normalförkastning har den kinematiskt återgått till en vänstersidig strike-slip-förkastning med en trustkomponent (dip-slip). Detta skulle kunna vara en förklaring till förekomsten av slicken-linjer med horisontell komponent som rapporterades av Tjia (1968).

Den allmänt erkända ytspårningen av Lembangförkastningen sträcker sig över cirka 15 km i öst-östlig-västlig riktning (figur 1) med en sträckning på ~ N282° östlig riktning. Händelser 2, 3, 4, 5, 8 och 9 är fördelade i ett område väster om detta välkända ytspår av Lembangförkastningen (figur 6). Eftersom hypocentrarna för dessa händelser ligger på ett visst avstånd från detta ytspår verkar de vid första anblicken inte ha något samband med Lembangförkastningen. Men de förkastningsytor som betecknas (I) i tabell 2 stämmer helt överens med Lembangförkastningens sträckning. Deras vertikala fördelning längs tvärsnittet AB som anges i figur 7 stämmer också väl överens med en möjlig förlängning av Lembangförkastningen i västlig riktning, om man utgår från den nästan vertikala lutning som stämmer överens med de uppskattade förkastningsytorna. Av dessa skäl tolkar vi dessa händelser som relaterade till Lembangförkastningen. Detta innebär att Lembangförkastningen sträcker sig minst 10 km längre västerut än vad som kan härledas från dess spår på ytan. Följaktligen bör det finnas en förkastningslinje som sträcker sig något västerut från Lembangförkastningens slutpunkt. Denna linje kan vara ansluten till den befintliga Lembangförkastningen och morfologiskt oexponerad (strecklinje i figur 6), eller så är det ett annat segment av Lembangförkastningen. På grundval av regional kartläggning av morfologiska särdrag meddelade Horspool et al. att i den västra änden är förkastningslinjen något krokig söderut och har en hästsvansform. Vid den södra änden av denna hästsvansform sträcker sig en annan möjlig förkastningslinje nästan parallellt med Lembangförkastningen där händelserna 2, 3, 4, 5, 8 och 9 är fördelade norr om denna linje. Därför tolkar vi helt enkelt att dessa händelser var relaterade till denna linje som troligen är ett annat segment av Lembangförkastningen. Utifrån dessa händelser kan vi också fastställa Lembangförkastningens geometri. Den genomsnittliga sträckningen är ca 277° vilket inte skiljer sig så mycket från ytans trendlinje på 282°, dippningen är ca 85° och raken är ca 35°.

Resultatet av GPS-mätning av den australiensiska plattans glidningsazimut gav en genomsnittlig riktning på ~ N20-21°E . Eftersom den allmänna trenden för Lembangförkastningen är N282°E (figur 8) bör därför förkastningens möjliga kinematik ha en vänsterlateral komponent. Den allmänna riktningen på tryckaxeln för alla händelser som är fördelade på den västra delen av Lembangförkastningen ger belägg för denna idé. Den genomsnittliga riktningen för dessa händelser är en sned vänster-lateral förkastning med en genomsnittlig tryckaxel på N 225,3° Ö. Detta kan förklara utvecklingen av den hästsvansformade funktionen mellan den befintliga Lembangförkastningslinjen och den föreslagna ytterligare linjen som en transtensionsjogg. En ny schematisk geometri av Lembangförkastningen presenteras i (figur 9).

De händelser som inträffade i den östra delen av Lembangförkastningen är fördelade i ett område där en grabenstruktur hade utvecklats under det kataklysmiska utbrottet av vulkanen Sunda vid cirka 0,2-0,18 Ma . Ett par öst-västorienterade fel i norr och söder gränsade till denna graben. Den södra gränsen är sedan erkänd som det östra segmentet av Lembangförkastningen. Denna ursprungliga geologiska struktur påverkar den fortsatta lokala tektoniska utvecklingen, vilket framgår av händelserna 1, 6 och 7. Dessa händelsers fokusmekanismer, särskilt händelserna 1 och 7, tyder på en uppenbar normalförskjutningskomponent (gravitationskollaps). Händelserna 1 och 7 kan vara relaterade till mindre förkastningar i grabenområdet norr om Lembangförkastningen. På grund av sin position (figur 7) och sin fokala mekanism kan händelse 6 vara relaterad till den östra delen av Lembang. Den uppenbara vänster-laterala komponenten i händelse 6 stämmer överens med de händelser som är fördelade väster om Lembangförkastningen, vilket starkt tyder på att Lembangförkastningen har en vänster-lateral kinematik.

Hastighetsstruktur

Den 1-D-struktur som innefattar P- och S-vågens hastighet (tabell 3) och som erhållits med hjälp av JHD-metoden presenteras i form av en grafisk bild av djup mot hastighet (figur 10). Tolkning ges i denna figur. Tre lager kan urskiljas från Vp-grafiken, dvs. höga Vp-värden på större djup än 6 km med undantag för det vid 18 km, måttligt Vp på djup från ~6 till ~0,75 km och lågt Vp på grundare djup än 0,75 km. Intervallet för höga, måttliga och låga Vp-värden är högre än 4,0, 3,0-4,0 och 2,0-3,0 km/s respektive. Två lager kan urskiljas från Vs grafiken, dvs. hög Vs på större djup än 6 km och låg Vs på mindre djup än 6 km. Intervallet för höga och låga Vs-värden är högre respektive lägre än 2,5 km/s. Två lager kan urskiljas från Vp/Vs grafiken, dvs. hög Vp/Vs på större djup än 0,75 km och låg Vp/Vs på mindre djup än 0,75 km. Intervallet för höga och låga Vp/Vs-värden ligger över respektive under 1,5. Följaktligen kan man dra slutsatsen att stratigrafin runt förkastningen består av tre lager, dvs. hög Vp/Vs med hög Vp och Vs i botten (mindre än 6 km), hög Vp/Vs med måttlig Vp och låg Vs i mitten (6-0,75 km) och låg Vp/Vs med låg Vp och låg Vs i toppen (mindre än 0,75 km). Den övre gränsen för detta skikt ligger troligen på ett djup mellan 0,5 och 1 km, vilket indikeras av de markanta minskningarna av Vp/Vs och Vp. Det antas att denna gräns ligger vid 0,75 km. Den nedre gränsen ligger troligen på ett djup mellan 5 och 8 km, vilket indikeras av de markanta minskningarna av Vs och Vp. Denna nedre gräns antas ligga på 6 km djup. Vs är relativt låga i de övre och mellersta skikten med en subtil fluktuation.

Lågt Vp/Vs med lågt Vp i det översta lagret kan korrelera med ett stort aspektförhållande av vatteninnehållet i bergets porer. Takei rapporterar att de vattenfyllda porerna har olika effekt på den seismiska hastigheten och Poissonkvoten, vilket beror på porernas form. Vattenfyllda porer med ett litet längdförhållande minskar den seismiska hastigheten med ökande Poissonkvot. Vattenfyllda porer med ett stort längdförhållande kan däremot sänka Poissonkvoten något med minskad seismisk hastighet. Ur detta perspektiv kan höga Vp/Vs med måttliga Vp och låga Vs i det mellersta lagret tyda på mindre aspektförhållande för vatteninnehållet i detta lager jämfört med det översta lagret. Lägre Vp/Vs med hög Vp och Vs i det nedersta lagret kan tyda på minsta aspektförhållandet för vatteninnehållet jämfört med det i de mellersta och översta lagren.

I jämförelse med den allmänna geologin i undersökningsområdet (figur 11) bör det översta lagret representera kvartära vulkaniska lager. De mellersta och nedre lagren bör representera tertiära sedimentlager eller basement enligt Satake och Harjono .

Stationskorrigeringarna som erhållits från JHD-metoden är tabellerade i (Tabell 4). Den negativa stationskorrigeringen vid LEM observeras förekomma på berggrunden och de positiva är de på sedimentära eller vittrande bergarter. Detta innebär att vågorna anlände tidigare till stationerna på berggrunden än till stationerna på sediment- eller vittringsberggrunden. Pujol erhöll minusvärdeskorrigering relaterad till höghastighetsanomalier och vice versa från data från Loma Prieta, Kalifornien, huvudskalv-efterskalvsekvens. Vårt resultat visar liknande indikationer som det från Loma Prieta. Minusvärdet vid LEM är relaterat till utbrott av magmatiska bergarter (höghastighetsanomalier) längs Lembangförkastningen. Plusvärdena vid TKP, MYN och ATR är relaterade till den vulkaniska zonen (låga hastighetsanomalier).

Slutsatser

Utifrån den här undersökningen har stratigrafin i undersökningsområdet avslöjats baserat på Vp, Vs och Vp/Vs, som består av tre lager. I ett perspektiv av vatteninnehållets aspektförhållande består det översta lagret med låga Vp/Vs, låga Vp och låga Vs av bergarter med störst aspektförhållande av vatteninnehållet. Det nedersta lagret med hög Vp/Vs, hög Vp och hög Vs består av stenar med den minsta vattenhalten. I jämförelse med områdets allmänna geologi bör det översta lagret representera det kvartära vulkaniska lagret, och de mellersta och nedre lagren bör representera det tertiära sedimentära lagret.

Källmekanismen för jordbävningar längs Lembangförkastningen är vänstervridna förkastningar. Alla västliga händelser är troligen relaterade till ett nytt segment av Lembangförkastningen. Detta nya segment är kanske utvecklat av trycket från den australiensiska plattan, vilket indikeras av hästsvansfunktionen. Två grunda östra händelser är relaterade till mindre förkastningar och orsakade av en gravitationskollaps.