UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
TESE DE DOUTORADO
SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA
SÍSMICA ACARAÚ, NORDESTE DO BRASIL
PAULO HENRIQUE SOUSA DE OLIVEIRA
Orientador:
Prof. Dr. Joaquim Mendes Ferreira
DGEF / PPGG / UFRNCo
–
Orientador:
Prof. Dr. Aderson Farias do Nascimento
DGEF / PPGG / UFRNTese n. º 42/PPGG.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
TESE DE DOUTORADO
SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA
SÍSMICA ACARAÚ, NORDESTE DO BRASIL
PAULO HENRIQUE SOUSA DE OLIVEIRA
Tese de Doutorado apresentada em 30 de janeiro de 2015 ao programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da UFRN, para a obtenção do título de Doutor em Geodinâmica e Geofísica com área de concentração em Geofísica.
Comissão Examinadora:
PROF. DR. JOAQUIM MENDES FERREIRA (Orientador) DGEF/PPGG/UFRN
PROF. DR. JORDI JULIÀ CASAS (Examinador Interno) DGEF/PPGG/UFRN
PROF. DR. DAVID LOPES DE CASTRO (Examinador Interno) DG/PPGG/UFRN
PROF. DR. LUCAS VIEIRA BARROS (Examinador Externo) OBSIS/UnB
PROF. DR MARCELO PERES ROCHA (Examinador Externo) IG/UnB
AGRADECIMENTOS
A Deus.
Ao professor Dr. Joaquim Mendes Ferreira, pelos conselhos, orientações, paciência, apoio pessoal, profissionalismo, amizade e convivência.
Ao professor Dr. Hilário Bezerra, pelas suas valiosas sugestões, disposição em ajudar, pelo incentivo à busca de novos conhecimentos e pesquisa e pelo apoio pessoal.
Ao professor Dr. Marcelo Assumpção, pelas cursos ministrados no LabSis e disposição em ajudar.
À professora Roberta Vidotti, da UnB, pela ajuda na integração dos dados aerogeofísicos. Ao professor Dr. Aderson Farias do Nascimento (co-orientador).
Ao LabSis pela estrutura física.
Ao PPGG pelo suporte na realização deste trabalho, assim como ao auxílio prestado na participação de eventos, os quais possibilitam a discussão com pesquisadores da área.
Aos pesquisadores Reinhardt A. Fuck e José E. Soares pela visita à região de Sobral e pelo empréstimo dos equipamentos utilizados na Meruoca.
À secretária do PPGG, Nilda, pela sua exemplar amizade, conselhos, disposição e precisão em ajudar.
Aos demais professores do PPGG.
Aos projetos do Milênio e INCT-ET pelo financiamento na aquisição dos dados.
Ao Pool de Equipamentos Geofísicos do Brasil pelo empréstimo dos equipamentos para a rede de Santana do Acaraú.
Aos membros da banca examinadora pelas correções e contribuições para a melhoria da versão final.
Aos professores do curso de Física da Universidade Estadual Vale do Acaraú – UVA, pela formação acadêmica.
Aos professores e colegas do curso de Física da UVA, pelo apoio e motivação durante a caminhada acadêmica.
A todos os membros da minha família, pelo apoio e confiança, em especial à meus pais, minha vó materna (in memoriam) e minha irmã, pelo amor, confiança, paciência, apoio e disposição em ajudar.
À Simone Marques pelo apoio, confiança e bons momentos.
Aos amigos distantes, principalmente, ao Joaquim Neto, Sérgio Xavier, Rafael Xavier, Josias, Ricardo, Wagner e Junior Araújo.
Aos amigos de Pós – Graduação: Heleno Carlos, Bonnie Ives, Irenaldo Pessoa, Hasan Shihadeh, Flávio Lemos, Paulo Duarte, Rafael Duarte, Rafaela Dias e Rosana.
Aos amigos de profissão da Escola de Ciência e Tecnologia: Jefferson Soares, José Crisanto, Igor Oliveira, Hugo Melo, Ana Karla, Gabriel, Gabriela, Mycarla, Darlan Moreira, Fabiana, Simone Batista e Leonardo Mafra pelos momentos de descontração e aprendizado.
Aos técnicos: Eduardo Menezes, Regina Spineli, Neymar Pereira, Carlos dos Anjos e Rodrigo Pessoa pelo apoio e suporte técnico.
RESUMO
A Zona Sísmica Acaraú (ZSA), região noroeste do estado do Ceará, é uma das principais áreas com sismicidade ativa dentro da Província Borborema, Nordeste do Brasil. A partir de janeiro de 2008, a atividade sísmica na região aumentou consideravelmente e foi instalada uma rede sismográfica com 11 estações digitais na Serra da Meruoca. Em 2009, outra sequência de abalos sísmicos iniciou-se e outra rede com 6 estações digitais foi instalada próximo à cidade de Santana do Acaraú. Os resultados apresentados nesta tese foram obtidos através da análise e interpretação dos dados registrados por estas duas redes na ZSA.
As áreas epicentrais da ZSA estão localizadas na margem noroeste da Província Borborema, nas proximidades do Lineamento Transbrasiliano (LT), uma zona de cisalhamento com trend NE-SW que corta a região de estudo. Identificamos áreas sísmicas
com hipocentros localizados entre 1km e 8km. Os mecanismos focais encontrados foram do tipo transcorrente, predominante na Província Borborema.
Foi realizada uma integração entre dados sismológicos, geológicos e geofísicos (aeromagnéticos) e mostramos que, em um dos casos, as falhas sismogênicas encontradas estão orientadas na mesma direção das estruturas frágeis locais observadas em campo e de lineamentos magnéticos. Essas estruturas podem desemoenhar a função de indicador de sismicidade na ZSA.
A direção do esforço máximo horizontal (SHmax) na região foi estimada usando uma inversão de sete mecanismos focais. O esforço horizontal possui máxima compressão com com orientação NW – SE (σ1=292° Az) e extensão com direção NE – SW (σ3=202° Az) e σ2
vertical. Os esforços nessas direções estão associados à superposição do esforço tectônico regional (devido à compressão da cordilheira meso-oceânica e dos Andes) com esforços tectônicos locais (devido à margem continental passiva) influenciando, dessa forma, na orientação dos esforços responsáveis pelos tremores na Zona Sísmica Acaraú.
a correlação entre atividade sísmica e grandes feições geológicas é bastante rara, exceto em algumas partes do Lineamento Pernambuco.
ABSTRACT
Inside of the Borborema Province the Acaraú Seismic Zone is one of the most seismic active regions. In January, 2008 the ZSA seismic activity has increased and it was deployed a seismographic network with 11 digital stations. In 2009, another earthquake sequence began and it was deployed another seismographic network with 6 stations near the Santana do Acaraú town. This thesis presents the results obtained by analyzing the data recorded in these two networks.
The epicentral areas are located near the northeastern part of the Transbrasiliano Lineament, a shear zone with NE–SW-trending that cuts the study area. The hypocenters are located between 1km and 8km. The strike–slip focal mechanisms were found, which is predominant in the Borborema Province.
An integration of seismological, geological and geophysical data was performed and it show that, in one example, the seismogenic faults found are oriented in the same direction to the local brittle structures observed in field and magnetic lineaments.
The maximum compressional stress (SHmax) direction in ZSA was estimated using an inversion of seven focal mechanisms. The horizontal maximum compression stress with orientation NW–SE (σ1 = 292°) and extension with NE–SW (σ3 = 202°) and σ2 vertical.
These results are consistent with results of previous studies.
The seismic activity recorded of the Acaraú Seismic Zone is not related to a possible reactivation of the Transbrasiliano Lineament.
INDÍCE
Páginas
AGRADECIMENTOS iii
RESUMO v
ABSTRACT vii ÍNDICE viii
ÍNDICE DAS FIGURAS x
ÍNDICE DAS TABELAS xiii
LISTA DE ABREVIATURAS xiv
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 1
1.1 – Sismicidade na Província Borborema 3
1.2 – Sismicidade na Zona Sísmica Acaraú (ZSA) 4
1.3 – Sismotectônica da Área de Estudo (ZSA) 7
1.4 – Geologia da Àrea de Estudo (ZSA) 10
1.5 – Objetivos da Tese 13 CAPÍTULO 2 – METODOLOGIA 14 2.1 - Aquisição e Processamento dos Dados 15 2.1.1 – Rede SB 15 2.1.2 – Rede SA 15 2.2 – Escolha de Dados Consistentes e dos Modelos de Velocidades 16
2.3 – Determinação Hipocentral 19
2.4 – Relocação Hipocentral 20
2.5 – Determinação dos Mecanismos Focais 22
CAPÍTULO 3 – ARTIGO 1 29 The 2008 Meruoca Granite earthquake sequence in Brazil consistent with the magnetic fabric.
CAPÍTULO 4 – ARTIGO 2 54
Influence of the continental margin on the stress field and seismicity in the intraplate Acaraú Seismic Zone, NE Brazil.
CAPÍTULO 5 – CONSIDERAÇÕES FINAIS 84
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 87
ANEXO A 98
Artigo publicado em co-autoria na Academia Brasileira de Ciências.
Título: Seismogenic faulting in the Meruoca granite, NE Brazil, consistent with a local weak fracture zone.
ANEXO B 116
Parâmetros hipocentrais dos melhores 24 eventos registrados em pelo menos 10 (dez) estações da rede SB.
ANEXO C 119
ÍNDICE DAS FIGURAS
Figura 1.1 – Sismicidade na Província Borborema no período de 1720 a 2013. 4
Figura 1.2 – Mapa sismotectônico da parte norte da Província Borborema. 9
Figura 1.3 – Mapa geológico da região noroeste do Ceará. 12
Figura 2.1 – Redes sismográficas da área de estudo . 14
Figura 2.2 – Sismograma do evento ocorrido no dia 13 de agosto de 2008 registrado em
onze estações da Rede SB. 17
Figura 2.3 – Sismograma do evento ocorrido no dia 11 de outubro de 2010 registrado em
seis estações da Rede SA. 17
Figura 2.4 – Diagrama de Wadati para a rede SB com 93 eventos bem consistentes (rede
SB) 18
Figura 2.5 – Diagrama de Wadati para a rede SA com 56 eventos bem consistentes (rede
SA) 19
Figura 2.6 – Diagrama ilustrando alguns parâmetros importantes para a execução do
programa hypoDD. 21
Figura 2.7 – Representação geométrica dos parâmetros de falha. 23
Figura 2.8 – Relação entre planos de falhas e auxiliar com o quadrantes de empurrão e
puxão em torno do hipocentro de um sismo. 24
Figura 2.9 – Diagrama esquemático dos mecanismos focais e dos tipos possíveis de
movimento. 25
Figura 2.10– Ilustração mostrando o processo de liberação de esforços tectônicos. 27
Figure 3.1 – Simplified geologic map of northern part of the Borborema Province and
location of the study area. 32
Figure 3.3 - Seismogram of the local event recorded at eleven stations on August 13, 2008 36
Figure 3.4 - Temporal distribution of the Meruoca seismicity (2.820 events) from June 5 to
September 14, 2008. 38
Figure 3.5 – Wadati diagram for the Meruoca seismicity (SB network). 39
Figure 3.6 – Epicentral map of the 24 events with erz ≤ 0.2 km, erh ≤ 0.1 km, rms ≤ 0.03s
(SB network) 40
Figure 3.7 – a) Map of the 8 relocated events selected to estimate the direction and dip of the fault; b) projections in the cross-sectional view perpendicular (BA) and parallel (BC) to
the fault. 41
Figure 3.8 – Composite focal mechanism for the 8 relocated events. 42
Figure 3.9 – Map of analytical signal amplitude (ASA) for the Meruoca. 44
Figure 3.10– Map of Euler solutions for the Meruoca. 45
Figure 4.1 – Simplified seismo-tectonic map of Borborema Province. 57
Figure 4.2 –Seismicity of the northwestern part of the Borborema Province. 60
Figure 4.3 – Seismogram of the local event recorded at the eleven stations on August 13,
2008. 63
Figure 4.4 – Temporal distribution of the Santana do Acaraú seismicity (450 events) from
December 17, 2009 to December 28, 2010, as recorded by the local network. 65
Figure 4.5 –Composite Wadati diagram for the Santana seismicity. 66
Figure 4.6 – Epicentral map of the first SA network 67
Figure 4.7 – Epicentral map of the second SA network 68
Figure 4.8 - Epicentral map of the 56 events relocated using the hypoDD 69
Figure 4.9 – Projection map of the 12 events selected of focal mechanism. 71
Figure 4.11– Inversion of seven focal mechanisms for the ZSA. 75
Figure A.1– A) Borborema Province with structures compartments; B) Geologic map of the MCD 102
Figure A.2 –Epicentral map for the 24 best events in the Meruoca granite. 103
Figure A.3– Pictures and sketches of faults in the Meruoca granite. 108
Figure A.4– Paleotress diagrams for the Meruoca granite. 109
ÍNDICE DAS TABELAS
Tabela 1.1 –Principais sismos com magnitude acima de 3,0 mb na ZSA. 6 Tabela 2.1 –Database com os mecanismos focais usados para o cálculo dos esforços 28
Table 4.1 –Focal mechanisms in the NC area 74
Table 4.2 –Results of stress inversion of focal mechanisms. 74
Tabela B.1 – 24 melhores eventos registrados na Rede SB 118
LISTA DE SÍMBOLOS E ABREVIATURAS
CPRM Serviço Geológico do Brasil;
LabSis/UFRN Laboratório Sismológico da Universidade Federal do Rio Grande do Norte;
mb Magnitude de ondas de corpo;
mR Escala de magnitude regional do Brasil;
MM Escala de intensidade Mercali Modificada;
RBGf Boletim Sísmico da Revista Brasileira de Geofísica
USP Universidade de São Paulo;
UnB Universidade de Brasília;
UNESP Universidade Estadual Paulista;
UFRN Universidade Federal do Rio Grande do Norte;
1
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
Apesar de menos recorrente, em relação à sismicidade nas bordas de placas tectônicas, a sismicidade intraplaca merece atenção especial. Devido à menor frequência com que ocorrem grandes sismos no interior das placas, surge um problema de grande importância: a avaliação do potencial sismogênico de uma dada região. Dessa forma, os mecanismos da atividade sísmica em regiões continentais estáveis ainda são pouco entendidos, em relação aqueles que geram sismos nos limites das placas. Esta tese pretende fornecer uma contribuição no entendimento da sismicidade e dos esforços em regiões intraplaca.
Esta tese é apresentada na forma de artigos e tem como objetivo o estudo da sismicidade recente da Zona Sísmica Acaraú (ZSA), área de estudo, que está localizada na região noroeste do estado do Ceará, margem noroeste da Província Borborema, Nordeste do Brasil.
O conteúdo desta tese está dividido em cinco capítulos e três anexos. O capítulo 1 mostra a sismicidade na Província Borborema com ênfase nas principais áreas sísmicas ativas, destacando a ZSA. Aspectos geológicos e sismotectônicos são mostrados para discutir a sismicidade e a correlação com a geologia na Província Borborema, inserir a área de estudo nesses contextos e listar os objetivos gerais e especifícos da tese.
2
No capítulo 5 são mostradas as considerações finais sobre as discussões e resultados apresentados nos capítulos 3 e 4. Nos anexos A, B e C são mostrados, respectivamente: um artigo que foi publicado em 2014 na Academia Brasileira de Ciências, em que o doutorando foi co-autor; os parâmetros hipocentrais dos principais sismos registrados na rede de estações instalada na Serra da Meruoca; os parâmetros hipocentrais dos principais sismos registrados na rede de estações localizada em Santana do Acaraú.
Um sismo é resultado da atuação de esforços tectônicos sobre uma dada estrutura geológica localizada na parte rígida da Terra. O regime de esforços na litosfera pode ser devido a forças de origem local ou regional. As forças de origem local, geralmente, são causadas por heterogeneidades estruturais, carga e descarga sedimentar de bacias, anomalias térmicas na astenosfera e influência das margens continentais passivas, como no nordeste (Assumpção 1998; Bezerra & Vitta-Finzi 2000; Bezerra et al. 2014) e no
sudeste do Brasil (Assumpção 1998). Segundo Turcotte et al. (1977), em margens
continentais passivas o estado dos esforços ocorre devido à temperaturta da litosfera, flexura da crosta e mudança na espessura (como no sudeste e na parte central do Brasil (Assumpção et al. 2004). As forças regionais estão relacionadas com a movimentação
das placas litosféricas, forças resistivas devido a interação entre as placas tectônicas, empurrão da cadeia meso-oceânica devido a sua maior elevação, influência das margens continentais ativas, como na Austrália (Coblentz et al. 1995; Sandiford & Egholm 2008),
entre outros fatores.
O conhecimento sobre sismicidade e esforços intraplaca no Brasil é essencial para o entendimento dos mecanismos responsáveis pelo surgimento de sismos locais, pela deformação tectônica regional e para atualizações de parâmetros (hipocentros, magnitudes, hora de origem, etc) para boletins sísmicos (RBGf) e mapas de esforços litosféricos mundial (Word Stress Map; Zoback et al. 1989; Zoback 1992; Heidbach et al.
2010).
3
mb), até o momento, teve seu epicentro localizado no estado de Mato Grosso, no ano de
1955 (Barros et al. 2009).
1.1 – SISMICIDADE NA PROVÍNCIA BORBOREMA
No Brasil, a Província Borborema (PB) é a área com maior atividade sísmica do tipo intraplaca (Figura 1.1). Em alguns casos, os sismos causam sérios danos em habitações e levam transtornos à população que, algumas vezes, “entram” em pânico, como por exemplo em João Câmara, em 1986 (Veloso 2012) e na Serra da Meruoca, em 2008 (Oliveira 2010).
A atividade sísmica na região têm se manifestado, geralmente, na forma de sequências com pequenas e longas durações (Ferreira et al. 1998; França et al. 2004;
Oliveira 2010; Lima Neto et al. 2013, 2014) e com a profundidade raramente excedendo
10 km. Como mostrado em Ferreira et al. (1998), os sismos que alcançaram maior
magnitude ocorreram em Cascavel – CE (5,2 mb, 1980), João Câmara – RN (5,1 mb,
1986; 5,0 mb, 1989) e Irauçuba – CE (4,9 mb, 1991) (Figura 1.1).
4
Figura 1.1 – Sismicidade na Província Borborema entre 1720 e 2013 com magnitudes acima de 2,5 mostrando as principais áreas sismicamente ativas na região nordeste: ZSA – Zona Sísmica Acaraú (quadrado na parte superior esquerda), borda da Bacia Potiguar e Lineamento Pernambuco (LP). As “bolas de praia” representam mecanismos focais. LT e LP representam os Lineamentos Transbrasiliano e Pernambuco, respectivamente. Os traços laranjas são falhas mapeadas (CPRM, 2009) e o quadrado indica a área de estudo. Fonte: Boletim Sísmico Brasileiro (USP, UFRN, UnB, IPT, UNESP).
1.2 – SISMICIDADE NA ZONA SÍSMICA ACARAÚ (ZSA)
5
magnitudes 4,1 mb e 3,9 mb (Tabela 1.1), ocorridos em Groaíras no dia 30 de março de
1988, alcançando intensidade VI MM na área epicentral (Ferreira et al. 1998).
No dia 19 de abril de 1991 um sismo com magnitude 4,9 mb ocorreu nas
proximidades de Irauçuba, alcançando intensidade VI MM e foi instalada uma rede sismográfica local na região, a qual operou até o dia 31 de maio do mesmo ano. No dia 27 de maio de 1991, esta rede registrou um sismo de magnitude 2,4 mb com epicentro em
Hidrolândia, provocando o deslocamento da rede, no dia 31 de maio, para este novo local (Ferreira et al. 1998).
Em 1992, o monitoramento da região foi realizado com uma rede aberta com três estações analógicas portáteis instaladas em Coreaú, Uruoca e Granja e operaram entre 03 de maio e 04 de junho de 1992, registrando 78 eventos. Após um tremor de magnitude 3,2 mb (Tabela 1.1), ocorrido no dia 09 de junho de 1997 em Senador Sá, foi instalada
uma rede sismográfica constituída de 8 estações, que operou entre 18 de junho e 05 de novembro de 1997. Durante sua operação, foram registrados mais de 2000 eventos, tendo o maior deles, atingido uma magnitude de 3,0 mb (Tabela 1.1; França et al. 2004).
Em agosto de 2007, foi instalada uma estação sismográfica (SBBR), com sensor tri-axial do tipo banda larga (broadband, BB) nas proximidades da cidade de Sobral, com o objetivo de monitorar a sismicidade na ZSA e também obter registros de telessismos, a serem utilizados em estudos crustais.
Em janeiro de 2008, com um evento alcançando 2,5 mb, iniciou-se uma intensa
atividade sísmica na Serra da Meruoca (proximidades da cidade de Sobral), registrada inteiramente pela estação SBBR. Após um abalo com magnitude 4,2 mb (Tabela 1.1),
ocorrido em maio de 2008, foi instalada uma rede sismográfica local (rede SB) com 11 estações digitais. A rede SB operou entre junho e setembro de 2008, registrando cerca de 2820 sismos.
Durante sua operação, a rede SB registrou vários sismos ocorridos próximo à cidade de Santana do Acaraú. Em agosto de 2009, após um tremor de 2,7 mb e um
6
As informações dos dados mais recentes foram retiradas do blog “Sismos do Nordeste” (http://sismosne.blogspot.com.br/). Ultimamente, as cidades mais abaladas por tremores de terra na ZSA são as cidades de Massapê, Santana do Acaraú e Sobral. Nos dias 04, 19 e 23 de abril de 2011, às 15h20min UTC, 01h19min UTC e 02h58min UTC, respectivamente, foram registrados três sismos nas estações SBSF e SBBR com magnitude de até 2,7 mb, sendo sentidos em Massapê e principalmente em Várzea da
Cruz, localidade desta cidade. Segundo informações da Defesa Civil de Sobral, no dia 08 de agosto ocorreu um abalo sísmico que foi sentido principalmente na Serra de Meruoca e em Sobral. A análise dos dados registrados da estação NBLI (RSISNE), localizada em Livramento, no estado da Paraíba, mostrou que o sismo ocorreu às 13h53min UTC, com magnitude preliminar estimada em 3,0 mb (Tabela 1.1). A estação NBLI está localizada
aproximadamente a 570 km do epicentro deste evento.
Tabela 1.1 – Principais sismos com magnitude ≥ 3,0 mb na área de estudo (ZSA).
LOCALIDADE ANO MAGNITUDE (mb) FONTE
Granja 1942 3,0 RBGf
São Luis do Curú 1974 3,3 RBGf
Itapajé 1987 3,0 RBGf
Groaíras 1988 3,9 e 4,1 RBGf
Frecheirinha 1989 3,2 RBGf
Irauçuba 1991 4,9 RBGf
Groaíras 1995 3,4 RBGf
Frecheirinha 1997 3,2 RBGf
Senador Sá 1997 3,0 e 3,2 RBGf
Serra da Meruoca 2008 3,1; 3,7; 3,9 e 4,2 RBGf
7
No dia 17 de fevereiro de 2012, às 7h11min UTC, foi registrado nas estações SBBR e NBMO um tremor de magnitude 2,5 mb com epicentro na cidade de
Barroquinha. No dia 2 de agosto de 2012, dois eventos com magnitudes 2,9 mb (7h14min
UTC) e 2,2 mb (7h41min UTC), foram sentidos entre a serra da Meruoca e Sobral. Entre
os dias 03 e 09 de novembro de 2012, foram registrados treze abalos sísmicos na Serra da Meruoca e nove abalos sísmicos na região de Santana do Acaraú, registrados nas estações NBMO, SBBR e NBPS (RSISNE). Um dos sismos (ocorrido no dia 03 de novembro) na Serra da Meruoca, às 07h30min UTC, atingiu magnitude 1,8 mb. Entre os sismos
ocorridos nas proximidades de Santana do Acaraú, dois atingiram magnitudes de 2,1 mb e
1,9 mb, às 05h18min UTC e às 09h33min UTC, respectivamente. No ano de 2013 foram
sentidos e registrados vários abalos sísmicos na região da Serra da Meruoca e Sobral. Entre os principais, podemos citar: o sismo ocorrido no dia 17 de março que atingiu 2,9 mb (20h28min UTC); dois sismos registrados no dia 24 que atingiram 2,3 mb (2h20min
UTC) e 1,7 mb (2h21min UTC); dois tremores ocorridos no dia 27 de março com um
deles atingindo 2,6 mb (15h41min UTC); um tremor ocorrido no dia 5 de maio
alcançando 2,1 mb (7h20min UTC); um abalo sísmico ocorrido no dia 24 de outubro com
2,2 mb de magnitude (7h37min UTC) e tremor ocorrido no dia 25 de novembro com
magnitude 2,2 mb registrado às 13h06min UTC.
1.3 – SISMOTECTÔNICA DA ÁREA DE ESTUDO (ZSA)
A sismicidade intraplaca tem sido explicada, principalmente, pela concentração de esforços, reativação de zonas de fraqueza pré-existentes ou ambos (Sykes 1978; Johnston 1989, Lopes et al. 2010).
A determinação do campo de esforços tectônicos com o auxílio de mecanismos focais tem sido utlizado com sucesso para discutir a ocorrência de sismos intraplaca ao redor do mundo, como: 1) na Australia (Allen et al. 2005; Sandiford et al. 2004); 2) na
Corea do Sul (Chang et al. 2010); 3) na América do Norte (Zoback 1992; Liu & Zoback
1997; Hurd & Zoback 2012); 4) no Reino Unido (Baptie 2009); 5) no Leste Africano (Delvaux & Barth 2009) e; 6) na Província Borborema (Assumpção 1992; Ferreira et al.
8
O campo regional de esforços da Australia é caracterizado pelas zonas de subducção, cadeia meso-oceânica e colisões entre placa continental e arcos de ilhas (Coblentz et al. 1995; Sandiford & Egholm 2008) e é dominado por SHmaxna direção
NW-SE (Allen et al. 2005; Sandiford et al. 2004). Entre a margem passiva da Arabia e a
placa Iraniana o estado de esforço é consistente com um regime de esforços transcorrentes do embasamento continental (Navabpour et al. 2008; Navabpour & Barrier
2012). Na região norte da Europa, apesar do espalhamento nas observações do esforço na plataforma continental, o SHmax regional está orientado quase que perpendicular a linha
de costa (Müller et al. 1992; Golke et al. 1996). Na margem atlântica da América do
Norte, os esforços compressionais tendem a se orientar na direção ENE-WSW, quase que paralelo à linha de costa nordeste (Zoback 1992).
O estado de esforço tectônico atual na PB foi determinado, principalmente, através de breakouts (Lima et al. 1997) e mecanismos focais (Ferreira et al. 1998; Lima Neto et
al. 2014; Lopes et al. 2010; Reis et al. 2013) mostrando que essa província está sob um
regime transcorernte de esforços com SHmax orientado na direção E-W, paralelo à margem continental passiva.
Na PB, na grande maioria dos casos, a correlação entre a sismicidade e falhas mapeadas é rara (Ferreira et al. 1998). Entretanto, recentemente, Ferreira et al. (2008),
Lopes et al. (2010) e Lima Neto et al. (2013) mostraram clara correlação entre a
9
10
Hidrolândia, Q – Serra da Meruoca e M – Santana do Acaraú. LT – Lineamento Transbrasiliano. Bacias sedimentares: PA – Parnaíba, JA – Jatobá e PO – Potiguar.
1.4 – GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO (ZSA)
A PB cobre uma área de aproximadamente 900 km de comprimento e 600 km de largura, possui várias falhas ativas e é dividida por um complexo sistema de zonas de cisalhamento que limitam diferentes domínios litoestratigráficos (Bezerra et al. 2011).
Localizada na margem noroeste da PB, a Zona Sísmica Acaraú está localizada entre dois domínios geotectônicos: o DMC (Santos et al. 2008) e o DCC (Santos et al.
2009). Esses domínios possuem diversas unidades litoestratigráficas e várias zonas de
cisalhamento com trend NE-SW (Figura 1.3), destacando-se o Lineamento
Transbrasiliano (LT), uma extensa faixa milonítica que se estende para nordeste, até a África Ocidental (falha de Kandi), e para sudoeste, até a região central do Brasil (Caby &
Arthaud 1986) . O LT é a estrutura tectônica que divide o DMC e o DCC em dois domínios (Figura 1.3). As marcas do trend NE – SW do LT no relevo continental são notáveis em vários trechos ao longo de sua extensão, como no controle estrutural do curso do rio Paraguai por 150 km, na região do Pantanal (Assine & Soares 2004) e nas escarpas abruptas e retilíneas das serras da Meruoca e do Rosário, no noroeste cearense (Peulvast & Sales 2004).
O DMC compreende um cinturão colisional Brasiliano/Panafricano formado durante a aglutinação do Gondwana oeste e possui embasamento Paleoproterozóico composto de gnaisses migmatíticos e granulitos de caráter juvenil, que estão cobertos por rochas do Paleoproterozóico tardio e Neoproterozóico, intrudidas por granitos sin a pós-tectônicos (Santos et al. 2008). O DMC é caracterizado, tectonicamente, por um sistema
de zonas de cisalhamento Neoproterozóicas de direção NE – SW (Santos et al. 2008; Figura 1.3) e ocupa uma posição de destaque na formulação de um modelo geodinâmico para a orogênese Brasiliana, em correlação com os grandes traços da cadeia Pan – Africana na África ocidental (Santos et al. 2008).
11
Neoproterozóica. A deformação Neoproterozóica no DMC produziu tectonismo tangencial, caracterizada por foliações de médio a baixos ângulos, mergulhando para Sudeste (Santos et al. 2008).
O granito Meruoca (local aonde está situada a maioria das estações da rede SB;
Figura 1.3 e Figura 2.1), tem afinidade alcalina, posicionamento mais raso e tardio em relação ao granito de Mucambo e compreende um exame de diques ácidos sub-alcalinos vizinhos (Jardim de Sá 1994). Os plutons Meruoca e Mucambo são truncados a leste pelo sistema de falhas normais Café – Ipueiras, separando-os da Bacia Jaibaras (BJ; Figura 3.2) e parecem igualmente controlados pelo LT.
A BJ tem idade cambro-ordoviciana e ocorre em terrenos Pré-Cambrianos da PB, compreendendo eventos importantes de evolução magmática em que surgiram o enxame de diques de Coreaú e o alojamento dos granitos Meruoca e Mucambo, por exemplo (Oliveira 2001). Além disso, a BJ é uma estrutura alongada com orientação NE-SW que se extende para sudoeste sob as rochas sedimentares da Bacia Paranaíba e representou uma reativação frágil do LT (Oliveira & Mohriak 2003).
O DCC está situado entre os Lineamentos Transbrasiliano (Figura 1.3) e Senador Pompeu e consiste de embasamento gnáissico, formado durante a colagem transamazônica, com a inclusão de um importante núcleo Arqueano (Maciço Tróia-Tauá), além de conter uma série de seqüências supracrustais neoproterozóicas, remanescentes de cinturões de dobramentos (quartzitos, pelitos, unidades carbonáticas menores), e plutonismo brasiliano expressivo (Santos et al. 2009). Além disso, o DCC é
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Figura 1.3 – Mapa geológico da área de estudo. DMC – Domínio Médio Coreaú e DCC
13
1.5 – OBJETIVOS DA TESE
O objetivo principal da tese é identificar as principais características da sismicidade recente na Zona Sísmica Acaraú procurando identificar feições responsáveis desta atividade sísmica e correlacionar com alguma estrutura geológica.
Os objetivos gerais são: mostrar as distribuições hipocentrais dos sismos registrados nas redes instaladas na região entre 2008 e 2010, caracterizar os falhamentos sismogênicos, analisar a correlação com feições geológicas e determinar a orientação dos esforços tectônicos responsáveis pelos abalos sísmicos na área de estudo.
Os objetivos específicos são:
Determinação hipocentral dos sismos registrados na rede SA;
Relocação dos hipocentros dos sismos registrados na rede SB;
Determinação dos mecanismos focais dos sismos registrados nas redes SB e SA;
Utilização dos resultados obtidos na discussão da correlação entre a sismicidade e as principais feições geológicas da região.
14
CAPÍTULO 2 – METODOLOGIA
Este capítulo contém informações sobre aquisição e análise dos dados das redes locais da Serra da Meruoca e de Santana do Acaraú, que foram instaladas entre 2008 e 2010, na ZSA (Figura 2.1). A coleta de dados e manutenção das estações foram realizadas por técnicos do LabSis/UFRN. As estações possuem configuração e fabricantes diferentes. Assim, as informações sobre as mesmas serão dividida em duas seções.
Figura 2.1 – Redes sismográficas instaladas na área de estudo. Os triângulos azuis
representam as estações sismográficas digitais e os símbolos em forma de diamantes
representam as cidades.
15 2.1.1 – REDE SB
Nesta rede foram utilizados equipamentos do Laboratório de Estudos Litosféricos da UnB e estações de período curto do Projeto do Milênio e foi constituída de equipamentos fabricados pela Geotech Instruments, LCC, com estações providas de sismômetros de período curto (short period, SP), modelo S13J (com componentes: vertical, N-S e E-W), e de sismômetros de banda larga (broadband, BB), modelo KS2000M, tri-axial. O sismômetro S13J possui uma frequência natural de 1Hz e uma constante de transdução de 344 V(m/sec), enquanto o sismômetro modelo KS2000M possui uma resposta homogênea de 0,0083 a 50 Hz. Os sinais foram digitalizados pelo registrador SMART-24 (R) com três canais e 24bits. A rede SB operou de 06 de junho a 24 de setembro de 2008, com até 11 estações, registrando cerca de 2820 sismos, com magnitude até 3,5 mb.
As estações da rede SB funcionaram de duas formas: 1) registrando arquivos em contínuo, com taxa de amostragem de 100 amostras por segundo (samples per second,
sps), com cada registro possuindo uma hora de duração; 2) registrando arquivos de eventos com 500 sps, gerando arquivos de um minuto de duração, cada um. O critério de disparo (trigger), para eventos, era quando a média do sinal, num intervalo de 0,1s era 3
vezes maior que a média do sinal num intervalo de 1s precedente.
2.1.2 – REDE SA
A rede SA foi composta por 6 estações digitais, equipamentos pertencentes ao Pool de Equipamentos Geofísicos do Brasil (PEGBr), sediado no Observatório Nacional e com financiamento da PETROBRAS. Cada estação era composta por um sensor triaxial de período curto L4A (Sercel), um registrador DAS 130 (Reftek). A rede SA operou entre dezembro de 2009 e dezembro de 2010 com duas configurações. A primeira configuração foi mantida entre dezembro de 2009 e setembro de 2010 e a segunda, de outubro até dezembro de 2010.
16
o formato “*.sac-*”. Para selecionar os eventos, foi escrito um programa: o “trigger”
(Marcelo Assumpção, comunicação pessoal), que faz a detecção automática de sinais, identificando a existência de possíveis eventos.
Após as conversões de dados e uso do “trigger” para selecionar os eventos, foi
realizada as marcações das ondas P e S usando o programa SAC (Tapley & Tull 1991). Esse programa cria um arquivo com todas as marcações dos tempos de chegada das ondas P e S, as respectivas polaridades associadas e os códigos de cada estação da rede exatamente no formato de entrada para a execução do programa HYPO71 (Lee & Lahr 1975), que foi usado para calcular os hipocentros. A cada chegada de ondas P e S foi atribuído um fator de qualidade variando de zero (ótima qualidade) a quatro (péssima qualidade), que é utilizado como peso para a execução do programa HYPO71 e na utilização do diagrama de Wadati.
Os possíveis eventos que foram registrados em pelo menos três estações foram agrupados e preparados para a interpretação e marcação das fases. A análise inicial desses eventos, na primeira configuração de rede, mostraram sismos com erros acima de 300 metros nos hipocentros e um cluster a norte da cidade de Santana do Acaraú, fora da rede. Segundo Lee & Stewart (1981), para assegurar menores erros na determinação hipocentral, as estações devem estar bem distribuídas, de maneira que, o epicentro esteja circundado por elas. Dessa forma, foi deslocada a estação SAJM para sul e sua codificação mudou para SAFL (Figura 2.1). Foram registrados cerca de 450 abalos sísmicos com magnitude até 2,7 mb durante a operação nas duas configurações.
2.2 – ESCOLHA DE DADOS CONSISTENTES E DOS MODELOS DE
VELOCIDADES
O tipo de modelo utilizado foi o de crosta em semi – espaço infinito e homogêneo com uma camada. A velocidade da onda P (VP) é considerado constante dentro da
camada e k=VP/VS, em que VS é a velocidade da onda S, também é constante. Os valores
de VP e VP/VS são os parâmetros do modelo. Ambos não variam lateralmente, nem com a
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baixa atenuação. Em geral, isto acarreta, nos sismogramas, chegadas das ondas P e S bem definidas (Figuras 2.2 e 2.3).
Figura 2.2 – Sismograma do evento ocorrido no dia 13 de agosto de 2008 registrado
em onze estações da Rede SB. c1p é a componente vertical, c2p a componente N-S e
c3p a componente E-W.
Figura 2.3 – Sismograma do evento ocorrido no dia 11 de outubro de 2010 registrado
em seis estações da Rede SA. SHZ é a componente vertical, SHN a componente
18
Para assegurar qualidade nos resultados, escolhemos dados consistentes de leituras das ondas P e S utilizando o diagrama de Wadati (Figuras 2.4 e 2.5). Este diagrama representa graficamente a diferença nos tempos de chegada das ondas P e S (tS – tP) e a
diferença entre o tempo de chegada da onda P e a hora de origem do sismo (tP – tO), para
um meio com velocidade constante, seguindo uma linha reta com inclinação que está diretamente relacionada com a razão k = VP/VS do meio. Dessa forma, foi encontrado um
conjunto consistente de dados com um valor de k calculado.
Após essa etapa, foi determinada a velocidade da onda P (VP) da seguinte forma:
realizamos testes para determinação hipocentral e avaliamos os resíduos médios dos tempos (rms) de chegada das ondas P e S e de localização (erz e erh), usando k e variando VP entre 5,0 km/s e 6,4 km/s. Desa forma, optamos pelo modelo com
parâmetros que resultou verificando os menores resíduos.
Para a rede SB, obtemos os valores: Vp=6,0 km/s e VP/VS = 1,709 (±0,001) e para
a rede SB, obtemos os valores: Vp=6,0 km/s e VP/VS = 1,701 (±0,004), como mostrado
19
Figura 2.4 – Diagrama de Wadati para a rede SB com 93 eventos bem consistentes
para a rede SB. O melhor ajuste (reta vermelha) foi obtido com VP/VS = 1,709 (±0,001).
Figura 2.5 – Diagrama de Wadati para a rede SA com 56 eventos bem consistentes. O
melhor ajuste (reta preta) foi obtido com VP/VS = 1,709 (±0,001).
2.3 – DETERMINAÇÃO HIPOCENTRAL
20
usado para computar tempos de viagem e suas derivadas. Uma discussão detalhada sobre o método de Geiger pode ser encontrada no manual do HYPO71 (Lee & Lahr 1975) e em Lee & Stewart (1981).
2.4 – RELOCAÇÃO HIPOCENTRAL
Para a relocação, utilizamos o programa hypoDD (Waldhauser & Ellsworth 2000; Waldhauser 2001) com o objetivo de melhorar a precisão na localização hipocentral. O programa hypoDD realiza relocações de sismos utilizando a técnica das duplas-diferenças (DD), levando em conta o fato de que a separação hipocentral entre dois sismos é menor que a distância entre o evento e a estação comum, tornando as trajetórias dos raios percorridos quase similares ao longo do caminho percorrido (Waldhauser & Ellsworth 2000).
Os resultados da localização dos eventos determinados com o HYPO71 contêm erros devido a imprecisões existentes no modelo crustal de velocidades que normalmente é composto por uma ou mais camadas e cada camada possui uma velocidade média. O algoritmo de dupla diferença (DD) pode melhorar a precisão da localização relativa, removendo efeitos devidos à imperfeições no modelo de estrutura de velocidades (Waldhauser & Ellsworth 2000).
Há basicamente três etapas envolvidas na relocação de eventos com o programa hypoDD: 1) a formação de pares de eventos e sua ligação (conexão) com os pares vizinhos, 2) a formação de clusters, e 3) relocação através das duplas diferenças. O passo inicial é realizado usando o programa ph2dt (incluso no pacote do hypoDD) que utiliza
dados de catálogo com as fases das ondas P e S para criar um arquivo de entrada apropriado para a execução do programa hypoDD. Através desse arquivo de entrada, o programa ph2dt estabelece ligações (conexões) entre os pares de eventos que serão
agrupados em clusters bem conectados, de acordo com alguns parâmetros (Waldhauser & Ellsworth 2000).
21
que é a máxima distância entre dois hipocentros para formar os pares de eventos (Figura 2.6).
Quando o ph2dt é executado, um par de eventos é conectado a um certo número de
outros pares vizinhos para formar uma cadeia contínua com vários eventos bem conectados que irão definir um cluster. Um par vizinho é um par de eventos que estará dentro de uma determinada distância (MAXSEP; Figura 2.6) de outro par com um número mínimo de pares de ligações (MINLNK). MAXSEP e MINLINK são a máxima distância hipocentral entre os pares de eventos vizinhos e o número mínimo de fases de ondas P e S, respectivamente. Há vários outros parâmetros que podem ser utilizados para melhorar a conexão entre os pares de eventos vizinhos e criar os clusters. Por exemplo, o MAXDIST é a distância máxima que pode existir entre um par de evento (Figura 2.6) e uma estação comum e pode ser usado para restringir melhor um cluster. Além disso, há também o número máximo de ligações por par que pode ser especificado através do MAXOBS. Todos esses parâmetros são estabelecidos nos arquivos de entrada do programa hypoDD (Waldhauser & Ellsworth 2000).
Figura 2.6 – Diagrama ilustrando alguns parâmetros importantes que devem ser
especificados nos arquivos de entrada para a execução do programa hypoDD. A
22
(pares de eventos bem conectados). Os círculos vermelhos e amarelos representam
pares de eventos vizinhos e o triângulo em azul, a estação comum, ou seja, a estação
que registrou o par de eventos.
Segundo Waldhauser & Ellwsorth (2000), uma ligação forte entre sismos é tipicamente decidido por 8 ou mais observações. Então, selecionamos os sismos registrados, no mínimo, em 4 estações (8 fases: 4P e 4S) registrados durante toda a operação das redes. Durante a execução, foram testados vários parâmetros, analisados os arquivos de saída para obtermos sismos ligados e bem conectados.
2.5 – DETERMINAÇÃO DOS MECANISMOS FOCAIS
Nos sismogramas de eventos locais, predominam as ondas P e S (Figuras 2.2 e
2.3). Quando um abalo sísmico ocorre, as ondas P e S se propagam pela terra a partir do foco e suas polaridades (e amplitudes) são utilizadas para a determinação do mecanismo focal, que descreve o tipo de falhamento. Os mecanismos focais também são úteis para a correlação entre a sismicidade e feições geológicas e possibilita estimar a direção dos esforços em uma dada região. Nessa tese, foram utilizadas somente as polaridades das ondas P com 100% de confiança, registradas nas redes SB e SA para a determinação do mecanismo focal.
O mecanismo focal é definido através dos seguintes parâmetros de falha: 1) strike:
direção da falha; 2) dip: mergulho da falha e; 3) rake: ângulo do deslocamento relativo
entre o teto e o muro da falha. A Figura 2.7 mostra os ângulos que descrevem a orientação e o movimento do plano de falha. O ângulo de direção (strike) ϕ é medido a
partir do Norte no sentido horário. O ângulo de mergulho (dip)δ descreve a inclinação do
teto da falha com a horizontal. O ângulo de rake λ descreve o deslocamento do teto da
23
Figura 2.7 – Representação geométrica dos parâmetros de falha necessários para a
determinação do mecanismo focal (Modificado de Bormann (2002)).
24
Figura 2.8 – Relação entre os planos de falha e auxiliar com os quadrantes de
empurrão e puxão em torno do hipocentro de um sismo (estrela) e as diferentes
polaridades das ondas registradas nas estações sismográficas. As setas pretas indicam
o movimento relativo dos blocos litosféricos para uma falha reversa (Modificado de
Lopes (2008)).
Como vemos na Figura 2.8, os primeiros movimentos se dividem em quatro quadrantes, dois compressivos e dois distensivos, perpendiculares entre si. Estas direções perpendiculares dividem o espaço em dois planos nodais, que diferenciam os quadrantes de compressão e dilatação. No mecanismo focal são determinados esses planos, chamados de planos nodais e a direção dos eixos de tração (T) e compressão (P).
Em sismologia, o problema de encontrar estes parâmetros é um problema inverso, ou seja, a partir do conhecimento do primeiro movimento da onda P, nos sismogramas, tentamos determinar os parâmetros de falha, os quais são responsáveis pelo padrão de polaridades. Para isto adotamos um modelo de forças atuantes na fonte sísmica de duplo binário sem momento (Honda, 1957, apud Kasahara, 1981) que pode ser entendido como
25
Figura 2.9 – Diagrama esquemático dos mecanismos focais e os dois tipos possíveis de
movimento, gerando ambigüidade. Fonte: http://www.usgs.gov/.
Esta ambigüidade pode ser solucionada se existe conhecimento da distribuição hipocentral, o que foi feito nos casos estudados nesta tese.
26
Para utilizar o programa FPFIT são necessários os seguintes dados: 1) Polaridade da primeira fase da onda P;
2) Direção da estação, em relação ao epicentro; 3) Ângulo de saída do raio do foco;
4) Peso atribuído na marcação da onda P.
O programa considera que os ângulos de incidência e o modelo utilizado estão corretos e que a determinação hipocentral é precisa. Para se obter uma boa solução é necessário ter um grande número de polaridades bem distribuídas na rede estereográfica. No caso do cálculo de um mecanismo focal composto, alguns fatores podem não permitir uma boa solução, pois nem todos os sismos têm o mesmo mecanismo e nem sempre a zona sísmica ativa é extensa (Reasemberg & Oppenheimer 1985).
2.6 – DETERMINAÇÃO DOS ESFORÇOS TECTÔNICOS
Segundo a “teoria do rebote elástico”, elaborada por Reid em 1910, os sismos ocorrem em regiões que estão sob esforços, acumulando energia em forma de deformação elástica. Quando estas deformações atingem o limite de resistência das rochas, ocorre ruptura, gerando falhamento, calor e vibrações sísmicas em todas as direções (Figura 2.10).
Na seção anterior entendemos mecanismos focais. Os mecanismos focais dos sismos fornecem informações sobre a resposta imediata da Terra a esforços liberados em fraturas novas ou preexistentes. Além disso, fornecem informações sobre o regime de esforços, bem como sobre a magnitude relativa entre os esforços principais (σ1, σ2 e σ3).
27
Figura 2.10 – Ilustração mostrando o processo de liberação de esforços tectônicos
gerando ruptura das rochas e um evento sísmico. As setas pretas indicam a direção dos
esforços tectônicos (Modificado de Teixeira et al. 2000).
Usamos uma combinação de mecanismos focais de falhas sismogênicas de diferentes orientações para determinar a direção dos esforços na ZSA. Foi utilizado o algoritmo Gridfix de Michael (1984, 1987), que determina a solução dos esforços
principais (σ1, σ2 e σ3) e do fator de forma φ = (σ2 – σ3)/ (σ1 – σ3). Esse método realiza
uma busca em um espaço pré-determinado de soluções (grid search), assumindo que a
direção do slip da ruptura do sismo ocorre em um ambiente de esforço cisalhante no
plano de falha e faz o ajuste em relação aos slips inicialmente obtidos em cada falha
sismogênica.
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Tabela 2.1 – Base de dados constituíndo os mecanismos focais para o cálculo da
direção dos esforços tectônicos utilizando o gridfix (Michael, 1987).
Mecanis mos focais
Localidade Ano Lat (°) Long (°) Profun didade (km)
Solução do mecanismo focal
Orientação do eixo P
(°)
Referência
Strike Dip Rake P
1 Irauçuba a) 1991 -3.93 -39.87 8-12 298 53 -68 265 Ferreira et al. 1998 2 Irauçuba b) 1991 - - - 335 45 40 278 Ferreira et al.
1998 3 Groaíras 1988 -3.95 -40.34 6-11 173 78 -33 127 Ferreira et al.
1998 4 Hidrolândia 1991 -4.36 -40.33 0-2 353 43 37 298 Ferreira et al.
1998 5 Senador Sá 1998 -3.19 -40.43 4-5 60 65 -174 278 França et al.
2004 6 Meruoca 2008 -3.62 -40.51 1-8 81 85 161 130 Esta tese
7 Santana do Acaraú
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CAPÍTULO 3 – ARTIGO 1
The 2008 Meruoca Granite earthquake sequence in Brazil consistent with the magnetic fabric
Paulo H. S. Oliveira1, Joaquim M. Ferreira1,2*, Francisco H. R. Bezerra1,3, Roberta M. Vidotti4, Aderson F. do Nascimento1,2, José E. P. Soares4, Reinhardt A. Fuck4, Eduardo A. S. Menezes2
1 – Programa de Pós – Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil;
2 – Departamento de Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil; 3 – Departamento de Geologia, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil; 4 – Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brazil.
30 Abstract
The origin of intraplate seismogenic faults and their relationship with basement fabric, where they occur, have presented contrasting styles in intraplate South America. This paper describes a sequence of small earthquakes that occurred in the Cambrian (523 Ma) Meruoca granite in the State of Ceará, Equatorial margin of Brazil. We carried out the seismicity monitoring with a digital seismograph network consisting of eleven stations from June 5 to September 14, 2008 after a 4.2 mb magnitude event that occurred on May
21. We analyze the seismicity and its relatioship with the magnetic fabric of the granite and its host basement. The focal mechanism and epicenter alignment indicate that the seismogenic fault is a right—lateral strike-slip, ~E-W-striking fault, which dips 81o
N. The seismogenic fault cut across a close rift structure, the Jaibaras basin, related to a continental-scale shear zone, the Transbrasiliano lineament. However, the trend and location of the seismogenic fault is consistent with the magnetic fabric in the Meruoca granite. The granite presents no ductile deformation, but exhibits a roughly E-W-trending magnetic fabric, which is consistent with the fabric of the host basement. This E-W-trend also coincides with a few local faults and a swarm of basalt dikes. The Meruoca granite seismicity indicates that the relationship between seismogenic faults and major lineaments in the continental margin of Brazil cannot be anticipated by the mapping of rift structures or major lineaments.
31 3.1 – Introduction
Intraplate seismicity has been explained by the reactivation of preexisting zones of weakness, stress concentration or both (Sykes, 1978; Johnston, 1989). In South America, intraplate seismicity has been investigated more systematically in the last few decades and several seismogenic zones were identified (Assumpção et al., 2014). Some of these seismogenic zones concentrate in the Borborema Province a Precambrian terrain located close to both the eastern and Equatorial margins of Brazil (Fig. 3.1). In the province of Borborema, the seismicity occurs in the upper crust with hypocenters located between 1 and 12 km depth in the form of seismic sequences that can last more than 10 years. Earthquakes have reached magnitudes up to 5.2 mb and MM intensity VII (e.g., Assumpção, 1992; Ferreira et al, 1998). Earthquakes in the region have reactivated continental-scale shear zones (Ferreira et al., 2008; Lopes et al., 2010; Lima Neto et al., 2013), reactivated existing faults (Bezerra et al., 2007), or cut across the preexisting fabric (Ferreira et al., 1998, Assumpção et al., 2014; Lima Neto et al., 2014). In all cases, these seismic sequences mostly occur in the Archean or Proterozoic basement.
Seismicity in this region is known since the Granja earthquake of 1810 (Ferreira and Assumpção, 1983). In 1988, two earthquakes with magnitudes 4.0 mb and 3.9 mb
were recorded, which was followed by various seismic sequences around Granja (2.5 mb,
August 2009), Santana do Acaraú (2.7 mb, August 2009), Coreaú (2.8 mb, October 2009)
and Massapê (2.7 mb, April 2011) (Fig. 3.1).
32
Figure 3.1 – Simplified geologic map of northern part of the Borborema Province and
location of the study area.
Here, we investigate the Meruoca granite seismic sequence located near Sobral, which is close to the Equatorial margin of Brazil, and compare it with the magnetic fabric and other active faults in the region. This seismicity started on January 28, 2008, with an initial event reaching 2.5mb. The seismic activity increased in the following months and
a 4.2mb event occurred on May 21, which was followed by the deployment of a local
33
and orientation, as well as it indicates a more complex relationship between seismogenic faults and major structures in intraplate South America.
3.2 Geological and Seismotectonic setting of the study area
3.2.1 – The Meruoca granite and its host Precambrian crystalline basement
34
Figure 3.2 – Map of the SB network showing the digital seismographic stations (blue
triangles) plotted on a simplified geological map and on a digital elevation model of the
Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM). Black squares indicate cities. The red
circle represents the epicenter of the 4.2 mb event. Key: hbs – host basement; Mgr –
Meruoca granite; JbB – Jaibaras Basin.
The Jaibaras rift, a Cambrian sedimentary basin, cuts across these units. This basin is bounded by rift faults that reactivate the Transbrasiliano lineament, a NE-trending, continental-scale shear zone (Figs. 3.1 and 3.2) (Oliveira and Mohriak, 2003; Santos et
al., 2008). This lineament is a NE-SW-striking shear zone that correspond to the Kandi or
35
al., 2013; Araújo et al., 2014). The shear zone has an alignment that stretches almost 2700 km west of the coast of Equatorial Brazil, through the Parnaiba Basin and the Tocantins Province, to the northwest of Argentina (deCastro et al., 2014).
3.2.2. Seismicity and stress field in the Borborema Province
The continental margin of Brazil exhibits a seismicity rate 70% higher than the average stable continental regions (Assumpção et al., 2014). This margin encompasses the Borborema Province in NE Brazil, where most of the seismicity and active faults concentrate along the coast (Bezerra et al., 2011).
The stress regime in the area changes in direction and regime both along the coast and depth. Focal mechanism, borehole breakouts, fault-slip data, and inelastic strain recovery measurements indicate that the present-day stress regime is strike-slip and that the maximum horizontal compression is parallel to the coast, shifting from E-W to NW-SE across the study area (Ferreira et al., 1998). In addition, a recent study indicated that in the Potiguar Basin, about 200 km east of the study area, the stress field shifts from a normal stress regime from 2.0 km to a strike-slip to normal stress regime at greater depths (Reis et al., 2013). These studies indicate that local factors play a major role in stress orientation and magnitude.
A preliminary study by Moura et al. (2013) indicated the possible link between the seismicity in the Meruoca granite and E-W-striking faults. These faults also coincide with an E-W-trending Jurassic-Cretaceous swarm of basalt dikes that cut across both the basement and the granite (Moura et al., 2013).
3.3. Seismological and aeromagnetic data acquisition and processing
3.3.1. Seismological data collection and processing
36
composed of S13J sensors (short period; Z, N, EW), with 1 Hz frequency and SMART24® recorders and three-component broadband KS2000M sensors with flat response from 120 s to 50 Hz and SMART24® recorders.
We used a composite Wadati diagram to check the data consistency and to calculate the ratio between P-wave and S-wave velocity (Vp/Vs). This diagram presents the S-wave
and P-wave time difference versus P-wave travel times, which follow a straight line with a slope that is directly related to the VP/VS of the medium with constant wave speed
(Julia et al., 2009). Afterwards, we performed the velocity model and determined the hypocenters using the HYPO71 code (Lee and Lahr, 1975) to evaluate the Vp. We used a
37
Figure 3.3 – Seismogram of the local event recorded at the eleven stations on August
13, 2008 showing clear P – and S – wave arrivals (vertical lines). SBBO: station code;
c1p: vertical component; c2p: E/W component and c3p: N/S component.
A set of eight first-motions (P-wave polarity data) was used to find out fault-plane solutions using the FPFIT code (Reasenberg and Oppenheimer, 1985). We will use the trend of hypocenters to aid in the focal mechanism interpretation, which consisted of those events with small arrival-time residual (rms), horizontal error (erh) and depth error (erz). FPFIT employing a grid search to find out values of strike, dip and rake and to identify the best-fitting (Reasenberg and Oppenheimer, 1985; Hardebeck et al., 2002).
3.3.2. Magnetic data processing
The Geological Survey of Brazil (Serviço Geológico do Brasil, CPRM) provided the airborne geophysical data as digital file, which corresponded to the Norte do Ceará project, carried out in 2008 and 2009. A total of 111,080 km were flown for this project to obtain high-resolution magnetic data. The acquisition characteristics included sampling interval of 0.1 s, nominal height of 100 m above ground level, N-S flight lines, spaced 0.5 km and E-W control lines, spaced 10 km (CPRM, 2009).
We interpolated the magnetic data by bi-directional method - BIGRID (Geosoft,
2013) in 125 m square cells. We produced a map with the magnetic signature of the Meruoca area after micro leveling. Subsequently, we determined the 1st order horizontal and vertical derivatives of the magnetic anomaly. We used the derivatives to produce the analytic signal amplitude (Nabighian, 1984; Roest et al., 1992) and tilt derivative maps (Miller and Singh, 1994).
3.4. Results
3.4.1 Hypocentral determination
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Figure 3.4 – Temporal distribution of the Meruoca seismicity (2.820 events) from June 5 to
September 14, 2008. Vertical bars indicate the daily number of events recorded by the SB
network.
We selected 157 events containing at least 10 readings (5P- and 5S- readings) and with smallest rms to evaluate the velocity model. Initially, we found a consistent set of
P-wave and S-wave readings from the data using the Wadati diagram. From the data, we
found out a subset of 93 events with consistent P-wave and S-wave readings and the ratio VP/VS = 1.709 (±0.001) showed in Fig. 3.5. Then, we evaluated VP ranging between 5.6
and 6.5 to find out the best fitting using the HYPO71 code. The best fit was found with a half-space with VP = 6.0 km/s.
Using this velocity model (VP = 6.0 km/s and ratio VP/VS = 1.71), we selected a
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Figure 3.5 – Composite Wadati diagram for the Meruoca seismicity using 93 events. The
best fit (red solid line) indicates the Vp/Vs ratio of 1.709 (±0.001) with a standard deviation
(σ) of 0.0119. S – P(s) are S-wave and P-wave time difference; P – O (s) is P-wave and origin time difference.
Afterwards, we applied the hypocentral relocation in these events and relocated the best-located and well-linked eight events (Fig. 3.7).
3.4.2 Focal mechanism
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Figure 3.6 – Epicentral map of the SB network showing 24 events with erz ≤ 0.2 km, erh ≤
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Figure 3.7 – a) Map of the 8 relocated events selected to estimate the direction and dip
of the fault; b) projections in the cross-sectional view perpendicular (BA) and parallel
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We used the eight events to evaluate the composite focal mechanism from clear P-waves polarities (100 per cent confidence). These earthquakes have similar waveforms. Then, we assumed that these events were generated by the same source. Taking into account the trend of the hypocenters in Fig. 3.7, we fixed the strike and dip values found with least squares. The resulting focal mechanism that best fit this group of events has the following parameters: S = 81°, D = 85° and rake = 161º ± 2 (Fig. 3.8). This solution indicates a strike-slip seismogenic fault along the ~E-W direction. We name this fault as Riacho Fundo fault due to the epicenters proximity to a village with the same name.
Figure 3.8 – Composite focal mechanism for the 8 relocated events in the lower
hemisphere, equal area projection. FP represents the fault plane. Circles and crosses
represent the dilatational and compressional of P-wave first motions, respectively. P
and T represent the tension and compression axes, respectively.
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We made an analytic signal, a tilt derivative, and an Euler Deconvolution map to compare the magnetic fabric with the Riacho Fundo fault. The 3D Analytic Signal Amplitude (ASA) (Roest et al., 1992) was proposed to estimate magnetic source depth. Along the years, it has been largely used to complement reduction-to-the-pole (RTP) for low latitude, particularly when sources are shallow or regional (Li, 2006). The Meruoca ASA signature is marked by smooth anomalies and the corresponding map shows short wavelength and small amplitude anomalies in the central part of the granite (yellow circles), which coincides with the earthquake trend (Fig. 3.9).
The tilt derivative is defined in terms of variation of the first vertical derivative of the potential field and total horizontal field. This estimate has the property of being positive for a magnetic body and negative in the absence of a body (Miller and Singh, 1994). The advantage of the tilt derivative is that it represents shallow and deep magnetic sources with wider wavelength for the last (Salem et al., 2007). The background of Fig. 3.10 is the tilt derivative in gray, the region of the epicenters is represented by wider wavelength when compared to most of the Meruoca granite anomalies.
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Figure 3.9 - Map of analytical signal amplitude (ASA). Yellow circles are epicenters of
24 events. White polygon represents contour of Meruoca granite.
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associated with the seismic events in the Meruoca granite. The concentration of Euler solutions indicates a subvertical dip of the anomalies. Even if there is not a perfect match between the location of hypocenters and magnetic source anomalies, the parallelism between hypocenters and the coincidence of both at shallow depths indicate a likely association between the seismicity and the magnetic fabric of the granite.
Figure 3.10 – Map of Euler solutions of study area. Yellow circles are epicenters of 24
events. White polygon represents contour of Meruoca granite.
3.5 Discussion - Correlation between the preexisting structures and magnetic basement
