Variações da estrutura da crosta, litosfera e manto para a plataforma Sul Americana...

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Marcelo Belentani de Bianchi

Variac¸˜oes da estrutura da crosta, litosfera e manto

para a plataforma Sul Americana através de funções

do receptor para ondas P e S

S˜ao Paulo

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Variac¸˜oes da estrutura da crosta, litosfera e manto

para a plataforma Sul Americana através de funções

do receptor para ondas P e S

Tese apresentada ao Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciências Atmosféricas da Univer-sidade de São Paulo para a obtenção do t´ıtlo de Doutor em Ciências na área de Geof´ısica

Orientador:

Marcelo S. de Assumpc¸˜ao

UNIVERSIDADE DE S ˜AOPAULO

INSTITUTO DEASTRONOMIA, GEOF´ISICA E CIENCIASˆ ATMOSFERICAS´

S˜ao Paulo

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Agradecimentos

Este trabalho de doutorado é resultado dos meus estudos nos últimos quatro anos que foram financiados diretamente e indiretamente por diversas instituições e, mais importante, nesses anos eu convivi com pessoas maravilhosas, que me apoiaram e ajudaram nesse per´ıodo as quais eu gostaria de agradecer.

Agradeço ao meu orientador, Prof. Marcelo Assumpção, pela amizade, confiança, paciência e apoio durante todos os momentos do meu doutorado. O seu conhecimento e profissionalismo são inigualáveis. Obrigado por acreditar em mim nos momentos que eu já tinha perdido as esperanças.

Agradeço ao Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciências Atmosféricas e a Universidade de São Paulo pela oportunidade de realização do curso de doutorado e toda a infra estrutura e pessoal disponibilizados durante esses anos. Em especial ao técnico Sr. José Roberto pelo cuidado na instalação das estações e “carinho” com os dados coletados que foram utilizados neste trabalho, as secretárias do departamento Teca, Virginia e Magda pelo suporte constante e as técnicas do laboratório de sismologia Cleusa e Célia pela amizade e apoio desde a graduação.

Agradeço a Fundação de Amparo a Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP) pela bolsa de doutorado direto (04/04958-5) concedida e o apoio financeiro durante todo o desenvolvi-mento deste trabalho.

Agradeço ao Dr. Benjamin Heit, Dr. Xiaohui Yuan e Prof. Reiner Kind pela oportuni-dade única de fazer parte de um fantástico grupo de sismologia, pelas valiosas instruções e por todo apoio e amizade durante a minha estada no instituto GeoForschungsZentrum (GFZ) em Potsdam/Alemanha.

Agradec¸o ao instituto GFZ pelo apoio financeiro e “log´ıstico” durante a minha estada em Potsdam.

Agradeço aos bons amigos Benjamin, Flor, Rainer, Liane, Süleyman, Forough, Xiaohui, Xueqing, Barbara, Ivan, America, Manfred e muitos outros que com certeza espero um dia vê-los novamente. Obrigado por todo apoio, companhia e excelentes momentos juntos.

Agradeço a todos os grandes amigos, que como eu foram alunos do IAG, pela companhia, conversas, discussões e comentários nos mais diversos assuntos durante todo o tempo em que ficamos aqui. Em especial, queria agradecer aqueles que tiveram a paciência de dividir a sala comigo, obrigado Thiago (pimpão), Afonso, Marcos (Marquinhos), Franklin, Marcus e Danillo pelos momentos divertidos e descontra´ıdos, e pelos comentários e discussões nos momentos dif´ıceis.

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Americana através de funções do receptor para ondas P e S.2008. 133 f. Tese (Doutorado) – Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2008.

Utilizamos neste trabalho duas metodologias distintas, a função do receptor com ondas P e a função do receptor com ondas S, para mapear variações da crosta e interfaces do manto (litosfera-astenosfera, 410 km e 660 km) em diferentes estações sismográficas na placa Sul-Americana. No estudo da interface litosfera-astenosfera, por ser o primeiro realizado nesta região, utilizamos as estações temporárias do IAG/USP em conjunto com as estações perma-nentes da rede mundial cobrindo toda a placa Sul-Americana. O estudo para as outras in-terfaces (Crosta-Manto, 410 km e 660 km) foi feito com caráter regional, buscando detalhar caracter´ısticas da crosta e manto na região estável da placa. Para ambos os métodos os traços (sismogramas) foram rotacionados para o sistema LQT, deconvolvidos, agrupados por pontos de perfuração e por estações, e finalmente empilhados. Nos traços empilhados as fases conver-tidas de interesse (Ps, Ppps, Ppss+PspseSp) foram identificadas e interpretadas. Para a parte estável da placa obtivemos um valor médio de espessura da crosta de 39.4_±0.6km, variando desde 31.0_±0.5 km para a prov´ıncia Borborema, até 41.3_±1.0 km para a bacia do Paraná, onde aplicamos uma correção para descontar o efeito do sedimento. A razão de velocidade para a crosta, vp/vs, apresentou valores mais altos para a bacia do Paraná (≈1.75±0.08) e

região litorânea oriental (>1.74), enquanto que as regiões cratônicas (cráton São Francisco e Amazônico) apresentaram valores devp/vsbaixos (<1.72), chegando até 1.68. O valor médio

devp/vs para todas as estações analisadas foi de 1.73±0.02. As variações dos tempos para

as interfaces do manto mostraram boa correlação com resultados de tomografia s´ısmica de ou-tros trabalhos, indicando alterações de até 5% na velocidade das ondas s´ısmicas para o manto superior sob os crátons, uma deflexão de até 15km na interface de 660km para a região Sul da bacia do Paraná e se mostraram bem correlacionadas com as médias globais para as outras região estudadas. Por fim, a espessura da litosfera apresentou valores desde_≈40 km, sob as regiões de ilhas oceânicas, até_≈160km, sob as regiões mais estáveis. Para as regiões oceânicas a espessura da litosfera se mostra correlacionada com a idade da placa. À medida que adentra-mos a parte continental, o limite litosfera–astenosfera se torna menos proeminente, atingindo profundidades maiores no interior dos continentes e menores para as regiões marginais. Para a zona de subducção, observamos duas poss´ıveis litosferas, uma oceânica, subduzindo junto com a placa de Nazca, e outra pertencente à parte continental.

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Abstract

BIANCHI, M. B.Variations in the crustal, lithosphere and mantle structure for the South American platform using P- and S-waves receiver functions. 2008. 133 p. Thesis (Doctor) – Instituto de Astronomia, Geof´ısica e Ciências Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2008.

Two distinct methodologies, the P- and S-wave receiver functions, are used to map va-riations in the crustal parameters (thickness and vp/vs ) and mantle interfaces

(lithosphere-asthenosphere, 410kmand 660km) on a number of different seismograph stations located in the South American plate. The results of theSreceiver function for the lithosphere-asthenosphere boundary are the first of this kind ever performed in South American continent and showed the large scale variations of this interface. To perform this study we analyze data from various glo-bal permanent stations together with all available data from temporary stations operated by the IAG/USP during the last15 years. For both methods the traces (seismograms) were rotated to theLQT system, deconvolved, grouped by piercing points and stations, and finally stacked. In the stacked traces, the converted phases (Ps,Ppps, Ppss+PspsandSp) were identified and in-terpreted. Inside the stable part of the plate we found a mean crustal thickness of 39.4_±0.6km, ranging from 31.0_±0.5 km in Borborema Province up to 41.3_±1.0km in the Paran´a Basin, where we applied a correction to remove the sediment effects on the crustal estimates. The crustal velocity ratios, vp/vs, showed higher values for the Paran´a Basin (≈1.75±0.08) and

Ribeira belt (>1.74), while the cratonic regions (S˜ao Francisco and Amazon cratons) showed low values of vp/vs (<1.72), down to 1.68. The average vp/vs obtained for all stations was

equal to 1.73_±0.02. The observed times of the converted mantle phases presented a good correlation with other tomographic studies, indicating that the upper mantle for the cratonic roots may be characterized by a variation up to 5% in seismic velocities, a 15 km deflection in the South Paran´a 660km discontinuity (probably due to a decreased temperature caused by the subducted slab); for other regions the converted times were close to the global average. As a final result, the lithospheric thickness presented values ranging from_≈40kmunder oceanic islands, to 160kmunder the stable continental regions. We found that for the oceanic islands the thickness of the lithosphere is correlated with the age of the plate. When we go further in-side the continents, the lithosphere-asthenosphere boundary becomes less sharp, reaching larger depths inside the continents and shallower depths near the continental margin. In the Andean subduction area, we observed two possibles lithospheres, one oceanic, subducting together with the Nazca plate, and another belonging to the Continent, parallel to the crust interface.

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Lista de Figuras

Lista de Tabelas

Lista de abreviaturas e siglas

Lista de s´ımbolos

1 Introduc¸˜ao p. 18

1.1 Principais interfaces sismol´ogicas estudadas . . . p. 18

1.2 Contextualização geológica da área de estudo . . . p. 21

1.2.1 Plataforma Sul-Americana . . . p. 23

1.3 Principais estudos anteriores . . . p. 27

1.3.1 Func¸˜ao do receptor . . . p. 28

1.3.2 Tomografia s´ısmica . . . p. 30

1.3.3 Ondas de Superf´ıcie . . . p. 31

1.4 Sobre este trabalho . . . p. 32

2 Func¸˜ao do Receptor para ondas P p. 33

2.1 M´etodo . . . p. 33

2.1.1 Obtenção da função do receptor . . . p. 36

2.1.2 Coment´arios . . . p. 40

2.2 Dados . . . p. 41

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2.2.2 Correc¸˜ao do banco de dados . . . p. 41

2.2.3 Selec¸˜ao dos eventos . . . p. 43

2.2.4 Deconvolução, obtendo os traços de função do receptor . . . p. 46

2.2.5 Coment´arios . . . p. 50

2.3 Resultados . . . p. 55

2.3.1 Empilhamento de func¸˜oes do receptor . . . p. 55

2.3.2 Crosta, profundidade da Moho e raz˜ao de velocidades . . . p. 65

2.3.3 Descontinuidades do manto, 410kme 660km . . . p. 77

3 Func¸˜ao do receptor para ondas S p. 90

3.1 Introduc¸˜ao . . . p. 90

3.2 Dados & Resultados (LAB) . . . p. 92

3.3 Descontinuidades do manto, 410kme 660km . . . p. 95

4 Discuss˜ao p. 101

4.1 Crosta . . . p. 101

4.1.1 Incerteza relacionada a velocidadevpadotada . . . p. 101

4.1.2 Comparac¸˜oes dos resultados com trabalhos anteriores . . . p. 103

4.1.3 Padr˜oes regionais . . . p. 104

4.2 Interfaces do manto e zona de transic¸˜ao . . . p. 106

4.2.1 Func¸˜ao do receptor para ondas P . . . p. 106

4.2.2 Func¸˜oes do receptor para ondas S . . . p. 115

5 Conclus˜oes p. 118

Bibliografia p. 121

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1.1 Variação das profundidades previstas pelas mudanças de estrutura da Olivina nas descontinuidades 410kme 660kmcom a variação da temperatura (T) e

velocidade (V) na zona de transic¸˜ao. . . p. 21

1.2 Mapa indicando as principais feições tectônicas da região de estudo incluindo os limites (linhas brancas) das principais placas tectônicas (Bird, 2003) junto com a idade das placas oceânica (Mülleret al., 2008). Em destaque (linha vermelha) mostramos o limite da região do cinturão Andino a oeste e da

plataforma Sul-Americana (regi˜ao est´avel) a leste. . . p. 22

1.3 Mapa indicando os principais terrenos que juntos formam a plataforma

Sul-Americana junto com o limite em relação a região Andina. . . p. 24

2.1 Esquema simplificado indicando os trajetos para ondas P geradas em ter-remotos para diferentes distâncias epicentrais e as fases convertidas identi-ficáveis durante a análise de função do receptor. São elas: 1. Pp, 2. Ps, 3.

Psps+Ppss, 4. Ppps. . . p. 35

2.2 Esquema simplificado mostrando as direções de cada um dos eixos para cada um dos sistemas de rotação em relação ao sistema de aquisição. O azimute reverso (“back-azimute”) do evento para este esquema foi assumido como sendo de 225◦, e o ângulo de incidência (ângulo entre a direção de propagação

e a vertical) perto de 45◦. . . p. 36

2.3 Exemplo de sismograma utilizado para a obtenção da função do receptor. O

tempo 0s ´e o tempo te´orico de chegada da ondaP, dado pelo modelo IASP91. p. 38

2.4 Funções do receptor obtidas a partir da deconvolução utilizando: a) Método de deconvolução Iterativo b) Método de deconvolução espectral utilizando n´ıvel de água igual a 0.001 (fração do valor máximo do denominador). c) Utilizando o método de deconvolução impulsiva para componente R por Z

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2.5 Mapa da distribuição das estações utilizadas neste trabalho. Ac=cráton Ama-zônico, Am=bacia Amazônica, Ch=bacia do Chaco-Paraná, Pt=bacia do

Pan-tanal, Pr=bacia do Paraná, SFc=cráton São Francisco, Pb=bacia do Parna´ıba. . p. 42

2.6 Per´ıodo dispon´ıvel de dados de cada uma das estações analisadas. Estão representados os dados do banco de dados da sismologia antes da correção

(vermelho), depois da correc¸˜ao (azul) e os dados em si (preto). . . p. 44

2.7 Exemplo de seleção para estaçãoTRRB. Em a), os eventos selecionados ape-nas com os parâmetros de busca, em b), eventos selecionados após inspeção

visual individual. . . p. 45

2.8 Cálculo da relação S/R da componenteLdeconvolvida utilizada para escolha do melhor filtro inverso para a estimativa da função do receptor. RMS indica

o valor m´edio absoluto calculado para uma determinada janela. . . p. 47

2.9 Exemplo da análise gráfica realizada com os parâmetros da deconvolução para a estaçãoTRRB. Nos dois gráficos acima a linha em verde indica o valor teórico dos parâmetros (Azimute e Incidência) calculados a partir das coor-denadas do evento e estação, os pontos com barras de incerteza são os valores

estimados pela diagonalização da matriz de coerência. . . p. 48

2.10 Traços de funções do receptor para a componenteQda estaçãoTRRB corrigi-dos para o parâmetro de raio 6.4s/graupara fasePs. a) Antes da inspeção visual. b) Depois da inspeção. c) Traços removidos durante a inspeção. To-dos os traços foram filtraTo-dos por um filtro passa baixa 1.5Hz. O traço acima da seção representa o traço empilhado (soma linear) de todos os traços apre-sentados abaixo. A esquerda dos traços é indicado o nome da estação e a direita do quadro central são indicadas as distâncias epicentrais (c´ırculos pre-tos) e os azimutes reversos (linha vermelha) para cada função do do receptor

apresentada. . . p. 49

2.11 Mapa mostrando os eventos utilizados neste trabalho. Eventos1 são os even-tos efetivamente utilizados, isto é: eveneven-tos que resultaram em bons traços de função do receptor que não foram eliminados em nenhuma etapa de inspeção descrita no texto. Eventos2 são os eventos que foram eliminados com a remoção dos traços de função do receptor que não passaram na inspeção vi-sual como explicado no texto. Cada evento pode ter sido registrado por mais

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Curva teórica para a variação do tempo de chegada da fasePscom a distância do evento para uma camada a 35 km de profundidade. Eventos simulados

com uma profundidade de 0km. . . p. 56

2.14 Traços resultantes do empilhamento da seção apresentada para a estação RI-FB. a) comparação para janela contendo a conversão Ps da Moho entre os traços empilhados usando o empilhamento linear com direção 0 graus2/s,

pwsscom direção 0graus2/sepwsscom direção 0.06graus2/s. b) Idem a), mas com os traços normalizados para máxima amplitude igual a 1. c) Idem a) para uma janela de 25sa 120scom um filtro passa baixa de 2s. d) Seção

dos dados originais para a estac¸˜aoRIFB. . . p. 57

2.15 Seção de empilhamentopwssreferente ao parâmetro de raiop=7.7graus2/s

para estação RIFB. As fases indicadas são: A) Ps convertida da Moho, B) Conjunto de múltiplas (Ppps e Psps+Ppss) para a conversão da Moho, C) FasePsde uma interface perto dos 269 km, D) Fase Psda descontinuidade

de 410kme E) FasePsda descontinuidade de 660km. . . p. 59

2.16 Diagramahkpara a estac¸˜aoCPUPcalculado com os pesosw1=0.7,w2=0.2

e w3=0.1. Na seção ao lado são apresentados os dados utilizados para o

c´alculo do diagramahkapresentado. . . p. 61

2.17 Diagramas hk calculados para a estac¸˜ao CPUP. Pesos, velocidade e valores

obtidos indicados em cada um dos casos individualmente. . . p. 62

2.18 Exemplo de correção de uma função do receptor obtida para a estaçãoPPDB. O traço original (linha verde), com um parâmetro de raio 8.68 s/grau foi convertido no traço referente ao parâmetro de raio 6.4 s/grau(linha preta). As setas indicam como as amostras do traço original são deslocadas para o

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2.19 Seção com os 32 traços de função do receptor dispon´ıveis para a estação

PPDB. Os traços originais (linha verde) estão sobrepostos aos traços corrigidos (linha preta) para um parâmetro de raio 6.4s/grau e fasePs. A seta indica se o traço original foi comprimido (_←) ou esticado (_→). A correção foi

realizada utilizando o modelo IASP91 como referˆencia. . . p. 64

2.20 Grupos de traços corrigido e empilhados. Cada traço corresponde ao empi-lhamento de um sub-conjunto dos dados originais para a estaçãoPPDB. Em a) foram gerados 10 sub-conjuntos, b) 35, c) 75 e d) 120. Para cada grupo é indicado o número de sub-conjuntos considerados (G), a média dos tempos (tm) para a fasePslida (indicada em vermelho) e sua incerteza (σ) estimada

pelo desvio padr˜ao das mesmas medidas. . . p. 65

2.21 Seção de funções do receptor corrigidas (p=6.4 s/grau) e empilhadas por estação. A marca em preto indica o tempo para a fase Psestimada a partir dos parâmetros apresentados na Tabela 2.2. Cada grupo apresentado cor-responde de forma aproximada a uma determinada grande região geológica. Da esquerda para direita temos: faixa Bras´ılia, faixa Ribeira, serra da Man-tiqueira, região Norte, cráton São Francisco, bacia do Pantanal e bacia do

Paraná. O número entre colchetes é o número de traços empilhados. . . p. 69

2.22 Mapa para a espessura dos sedimentos (contornos em vermelho) da bacia do Paraná interpolado a partir de medidas em poços profundos. Os triângulos indicam a localização das estações que sofreram correção para a espessura

do sedimento. . . p. 71

2.23 Mapas da distribuição dos valores de razão de velocidade apresentados na Tabela 2.2. Em (a) são representados os Valores médios (indicados como

V M), (b) os valores obtidos pelo m´etodo pwss (pwss) e em (c), os valores

obtidos pelo m´etodohk(hk). Idem para as incertezas nos mapas(d),(e)e(f). p. 74

2.24 Mapas da distribuição dos valores de espessura apresentados na Tabela 2.2. Em (a) são representados os Valores médios (indicados como V M), (b) os valores obtidos pelo método pwss(pwss) e em(c), os valores obtidos pelo

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2.26 Esquema e equações utilizadas para calcular a distância do ponto de perfura-ção à estaperfura-ção para um modelo com apenas uma camada. A distância do ponto

de perfuração é definida como sendo a variávelxs. . . p. 78

2.27 Gráfico da razão da distância do ponto de perfuração pela profundidade da interface imaginária pela profundidade imaginária para eventos com três pa-râmetros de raio distintos p=8.6s/grau, p=6.4s/graue p=4.5s/grau

correspondentes a distˆancias epicentrais iguais a 35◦, 67◦e 95◦. . . p. 79

2.28 Pontos de perfuração (c´ırculos) calculados para os 1189 eventos processa-dos considerando três profundidades de interesse. As regiões coloridas de-limitadas indicam o número de pontos de perfuração em um retângulo de

≈1.9◦x2.25◦. . . p. 81

2.29 Regiões selecionadas para o empilhamento das funções do receptor na bacia do Paraná. Para cada região delimitada no mapa é apresentado um traço de função do receptor empilhado nas seções abaixo, onde o número do traço corresponde a região de seleção. O número à direita da seção é o número de traços empilhados, as linhas pontilhadas, os tempos teóricos para as desconti-nuidades do manto (410kme 660km) e as marcas em verde sobre cada fase, indica o tempo médio (c´ırculo) e seu desvio padrão (barras) obtidos com o

“bootstrap”. . . p. 84

2.30 Idem Figura 2.29 para a região central do Brasil, cráton São Francisco e faixa

Ribeira/Mantiqueira. . . p. 86

2.31 Idem Figura 2.29 para a as estações na região Norte e Nordeste do Brasil. . . p. 87

2.32 Idem Figura 2.29 agrupando os dados por grandes regiões. Na seção em 535kmtambém é indicado o tempo teórico para uma conversão a 40 kmde

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3.1 A função do receptor para ondas S. A) Esquema das fases (Ss ou simples-menteSeSp) observáveis naSRF. B) Esquema das componentesLeQpara uma onda incidente S impulsiva. O tempo na SRF considera que a fase S chega em 0slogo os tempos das fasesSpserão dados em função da chegada

da faseS. . . p. 91

3.2 Distribuição da densidade de eventos dentro dos limites de distância e mag-nitude compat´ıveis com o estudo daSRF quando considerados a) a faseSe b) a faseSKS. O c´ırculo indica o ponto de máxima densidade e o quadrado

indica o ponto de menor densidade em cada mapa. . . p. 93

3.3 SeçãoSRF para as estações da bacia do Paraná. Todos os traços estão corri-gidos para um parâmetro de raio igual a 6.4s/grau. O traço na parte superior representa o traço empilhado onde é poss´ıvel identificar as conversões para a

Moho, 410kme 660km. . . p. 97

3.4 Traços empilhados deSRF por região. Os traços foram corrigidos para um parâmetro de raio igual a 6.4 s/grau e empilhados. As fases lidas e inter-pretadas são indicadas por um c´ırculo em vermelho. As siglas usadas são: PR = Grupo Paraná, CS = Grupo costa (faixa da Ribeira), SFc = cráton São Francisco, FX = Grupos das faixas dobradas (faixa Bras´ılia e Serra da Man-tiqueira), NNE = Grupo Norte/Nordeste, S = Empilhamento considerando somente ondasSe SKS = Empilhamento considerando somente ondasSKS. As setas indicam os tempos teóricos (modelo IASP91) para as

descontinui-dades de 410kme 660km. . . p. 98

3.5 Análise tipo “bootstrap” para os conjuntos de dados da bacia do Paraná(a)e da Faixa Ribeira(b). A leituras dos máximos para cada fase em cada grupo é indicada por um c´ırculo em vermelho. A média e o desvio padrão para cada

conjunto de leituras são indicados acima de cada seção. . . p. 99

4.1 Dependência dos parâmetros obtidos pelo método da função do receptor com a velocidade para a ondaPadotada para a camada. Acima são apresentadas as variações para a espessura da camada (h) e a razão de velocidades (k), e

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4.3 Comparação das médias por região para os valores devp/vs eh. A⋆ao lado

do nome da região indica que algumas estações foram desconsideradas para o cálculo das médias em questão. Paraná Cr. indica a região da bacia do Paraná quando aplicadas as correções pelo sedimento (2.3.2, p.70), o valor de h nessa região é como nas outras, a espessura crustal total, incluindo a

espessura dos sedimentos. . . p. 104

4.4 Histogramas dos tempos lidos nos traços de função do receptor empilhados para a descontinuidade de 410km (a)e de 660km (b). O tempo predito pelo

modelo IASP91 ´e indicado com uma linha pontilhada. . . p. 107

4.5 Diferença esperada nos tempos de chegada para as fasesPsdas descontinui-dades 410kme 660kmem função de uma alteração percentual na velocidade das ondasPeSaté uma profundidade de 410km. As diferenças foram calcu-ladas em relação ao modelo IASP91, isto é, tempo dado pelo modelo IASP91 menos o tempo dado por cada modelo modificado. Os modelos modificados

utilizados para o c´alculo s˜ao apresentados ao lado. . . p. 109

4.6 Tempos observados (pontos) com sua incerteza (“bootstrap”) sobrepostos aos tempos preditos pelos modelos alterados. Grupo (a)corresponde aos dados lidos da seção na Figura 2.29, (b) da Figura 2.30 e (c) da Figura 2.31. O número da medida corresponde a região delimitada dos pontos de perfuração nos mapas correspondentes. Os conjuntos destacados são: Pt = Bacia do Pantanal, Pn = bacia do Paraná central e norte, Ps = bacia do Paraná sul, Oc = Manto Oceânico, Fb = faixa Bras´ılia, SFc = cráton São Francisco, Rb = faixa

Ribeira, Am = cráton Amazônico e Ne = região Norte/Nordeste. . . p. 109

4.7 Localização das regiões utilizadas para seleção dos pontos de perfuração para o empilhamento das funções de receptor em função da tomografia s´ısmica (Rocha, 2008) para as profundidades de 400 km, mapas (i) e (ii) e para a profundidade de 650km, mapas (iii)e(iv). Ac = cráton Amazônico, SFc =

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4.8 Comparação entre os traços de função do receptor para ondas S (faseSKS somente) empilhados para as regiões Paraná (PR), cráton São Francisco (SFc) e Norte/Nordeste (NNE) junto com os tempos lidos nos traços de função do receptor para ondasP(Figura 4.6(a), (b)e(c)). Os números referem-se aos

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2.1 Lista das estações utilizadas durante a análise da Função do Receptor para ondasP. Nd é o número de eventos deconvolvidos por estação,Nf o número

debonseventos selecionados após inspeção visual de todos os traços eApp.

a porcentagem de aproveitamento dos eventos por estac¸˜ao. . . p. 51

2.2 Espessura (h) e razão de velocidades (vp/vs) para a crosta para as 63 estações

analisadas. A coluna “Valores médios” é a média ponderada pelas incertezas entre o método pwss e hk e sua respectiva incerteza propagada. As colu-nas “diferenças” mostram as diferenças obtidas entre os dois métodos. Nas últimas três linhas são apresentados os valores médios, m´ınimos e máximos de cada uma das colunas; a incerteza nesta estimativa é considerada

indepen-dente do seu valor associado. . . p. 67

2.3 Valores de profundidade para Moho (h) e raz˜ao de velocidades (vp/vs)

ob-tidas pelo métodopwsspara as estações na bacia do Paraná com (“Corrigi-dos”) e sem (“Sem correção”) correção para a espessura dos sedimentos (hs).

A coluna∆h apresenta a diferenc¸a entre os valores de espessura com e sem

correção. O valor dehapresentado já inclui a espessura dos sedimentos. . . . p. 72

3.1 Tempos lidos (t) e profundidade estimada (h) para as convers˜oes identificadas na Figura 3.4. Os tempos foram convertidos em profundidade utilizando o

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Lista de abreviaturas e siglas

ASCII American Standard Code for Information Interchange. BLSP Brazillian Lithospheric Seismological Project.

BANJO Broadband Andean Joint experiment.

GFZ Instituto GeoForschungsZentrum em Potsdam/Alemanha.

hk Refere-se ao m´etodo proposto por (Zhu & Kanamori, 2000) (h re-presenta a espessura eka raz˜ao de velocidades.

IAG Instituto de Astronomia, Geof´ısica e de Ciˆencias Atmosf´ericas. IRIS Incorporated Research Institutions for Seismology.

LAB Lithosphere Asthenosphere Bondary – limite Litosfera Astenos-fera.

NEIC National Earthquake Information Center, http://earthquake.

usgs.gov/regional/neic/.

NMO Normal move out.

PDE Preliminary Determinations of Epicenters – Nome do cat´alogo do NEIC.

PRF Func¸˜ao do receptor para ondasP. pwss Phase weighted slant stacking. QED Quick epicenter determinantion.

REFUCA Receiver Function Central Andes experiment.

RMS Root mean square ou em português, valor quadrático médio. S/R Sinal/Ru´ıdo.

SVD Singular Value Decomposition – Decomposic¸˜ao em valores singu-lares.

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h _Hora.

m _Minuto.

m_b Magnitude de ondas de corpo compressionais, ondas P, como de-finido pelo NEIC.

MPa Mega-Pascal (Unidade de medida de press˜ao).

k Raz˜ao de velocidadesvp/vs.

K Kelvin, unidade de medida de temperatura.

L Indica a componente longitudinal de registro (ondasP).

Q Componente perpendicular a componente L no plano contendo a vertical de registro (ondasS).

GPa Giga-Pascal (Unidade de medida de press˜ao).

p Parˆametro de raio (s/grauous/km).

P Press˜ao.

R Indica a componente radial de registro.

T Pode estar indicando a temperatura, como em∆P/∆T, ou simples-mente a componente tangencial de um sismograma rotacionado.

t Tempo, normalmente em segundos.

vp Velocidade para ondasP. vs Velocidade para ondasS.

vp/vs Raz˜ao de velocidades para ondasPeS. Z Indica a componente vertical de registro.

Φ Auto-correlação ou correlação cruzada.

δ Função delta de Dirac (δ =1 set=0 e 0 caso contrário).

∆ Distˆancia epicentral, medida em graus sobre a superf´ıcie da Terra.

⋆ Convoluc¸˜ao

≈ Aproximadamente

(19)

18

1 Introduc¸˜ao

O principal objetivo deste trabalho é estudar a crosta e o manto superior sob a região conti-nental da plataforma Sul-Americana, sua estrutura e variações de propriedades correlacionáveis com grandes feições tectônicas. A estrutura das camadas da Terra podem sofrer alterações de-pendendo da evolução tectônica de cada terreno. Cada camada, é por definição uma porção do planeta com uma profundidade e espessura definida, na qual os materiais lá contidos apresentam propriedades semelhantes (f´ısicas ou qu´ımicas).

1.1 Principais interfaces sismol´ogicas estudadas

A sismologia, através do estudo das ondasP(primárias/compresivas) eS (secundárias/cisa-lhantes) emitidas por terremotos, consegue estudar as variações de velocidade para os diferentes terrenos e identificar interfaces (regiões em profundidade de contato de camadas) onde ocorrem variações abruptas de velocidades. Estas regiões de variações abruptas são responsáveis por refratar e refletir as ondas s´ısmicas, fazendo com que uma onda P divida a sua energia em ondasPeStransmitidas e refletidas e, em geral, são associadas a regiões onde as propriedades qu´ımicas e/ou estruturais dos materiais sofrem as maiores variações.

Dentro do escopo deste trabalho podemos definir quatro interfaces de primeira ordem (vi-s´ıveis globalmente) conhecidas, que definem diferentes regiões da parte mais superficial do nosso planeta. São elas: A descontinuidade de Moho que representa o limite Crosta-Manto. A descontinuidade Litosfera-Astenosfera (LAB), o limite entre a Litosfera e a Astenosfera, ou melhor, o limite inferior das placas tectônicas. E as descontinuidades do manto em 410 km

(20)

terface que define o limite das rochas pertencentes a crosta continental (basicamente granitóides, rochas com alto teor de S´ılica) ou oceânica (Gabros) das rochas do manto (Peridotitos). Sua es-pessura varia de 30kma 70kmnos continentes, e de 7kma 8kmpara os oceanos (Fowler, 1990; Stein & Wysession, 2003). Essa descontinuidade marca dessa forma uma mudança qu´ımica na composição das rochas que é acompanhada por uma mudança abrupta de velocidades. O mo-delo IASP91 (Kennett & Engdahl, 1991) que é mais representativo para as regiões continentais (as estações se encontram em sua grande parte nos continentes), define a crosta como tendo uma espessura total de 35kmcom uma velocidade média para ondasPde 6.15km/s(3.55km/s

paraS), já o manto, apresenta para a sua primeira camada uma velocidade para ondaP igual a 8.04km/s(4.47km/s). Acreditamos que uma boa aproximação seria dizer que as rochas da crosta teriam velocidades de até 7.0km/s, enquanto que o manto, velocidades maiores do que 7.8km/s.

Limite Litosfera–Astenosfera

A litosfera normalmente é definida como a parte superficial mais r´ıgida da Terra, enquanto que a Astenosfera, uma parte dúctil, apresenta um comportamento visco-elástico permitindo que as placas tectônicas (litosfera ?) “flutuem” sobre ela (Fowler, 1990). Essa definição está baseada apenas nas caracter´ısticas mecânicas (relativas ao comportamento reológico) dessas camadas, e foram úteis para explicar de forma geral a teoria de placas. A litosfera contém assim a crosta e mais uma parte do manto superior.

(21)

1.1 Principais interfaces sismol´ogicas estudadas 20

para este propósito. A solução adotada neste caso, foi manter a velocidade para as ondasPeS praticamente constante entre 35kme 120km.

A parte controversa desta definição é então que a LABcomo adotada, como sendo o topo da zona de baixa velocidade, pode não coincidir com a base da parte r´ıgida da placa. ALAB de-terminada pela sismologia quando comparada com outros métodos, irá retornar uma espessura exagerada, pois o método aqui empregado mede efetivamente o ponto de maior gradiente nega-tivo (inversão de velocidades) para a velocidade dentro da zona de baixa velocidade, enquanto que os outros métodos, estariam medindo a realLAB1mecânica (Anderson, 1995).

De qualquer forma, como estamos trabalhando com apenas um método na determinação da espessura da litosfera nosso objetivo maior é estudar as variações regionais daLABe não os va-lores absolutos. Ressaltamos que é necessária uma maior atenção no caso de serem comparados os resultados aqui obtidos com outros trabalhos sobre a determinação da espessura da placa.

Interfaces do manto a410kme660km

As descontinuidades do manto são preditas pelos modelos globais de velocidade que defi-nem uma mudança abrupta de velocidade (_≈4% para a descontinuidade de 410kme 6% para a 660km) a 410km e 660km de profundidade. Essas variações de velocidade são explicadas por alterações da estrutura cristalina dos minerais no manto devido a forte influência da pressão e temperatura. As mudanças de estrutura foram pela primeira vez observadas na década de 60 (Ringwood & Major, 1966).

Atualmente, sabemos que com o aumento da pressão e da temperatura ocorre uma compac-tação e quebra seguida de compaccompac-tação na estrutura cristalina dos principais materiais consti-tuintes do manto, a Olivina ([Mg,Fe]2SiO4) e o Piroxênio ([Mg,Fe]SiO3).

A aproximadamente 12GPa, na profundidade da descontinuidade de 410km, a Olivina se converte para β-espinélio (uma forma modificada da estrutura do Espinélio) e gradualmente até _≈590 km essa forma modificada de β-espinélio se converte em γ-espinélio. A 24 GPa

(660kmde profundidade) oγ-espinélio sofre uma nova modificação, sendo “quebrado” em dois compostos, a Perovesquita (“Perovskite”) e a Magnésiovustita (“Magnesionwustite”)(Stein & Wysession, 2003). O mesmo ocorre com o Piroxênio, só que de uma forma mais suave, ele a partir dos 200kmcomeça a se transformar em uma forma com estrutura parecida com Grana-das (“Garnet”) passando por uma fase intermediária chamada de “Ilmenite” e a 660km ele se transforma em Perovesquita (Stein & Wysession, 2003). Como essa mudança é gradual para

(22)

vina, e mais especificamente 90% ´e Forsterita (Mg2SiO4)(Fowler, 1990; Stein & Wysession,

2003), uma forma mais simplificada de ver todo o processo é dizer que as descontinuidades do manto são resultado da mudança de Olivina (Forsterita) paraβ-espinélio a 410kme então, para peroveskita em 660km.

Um fato comprovado mais tarde (Bina & Helffrich, 1994; Helffrich & Wood, 2001) foi que essas transformações de fase tem coeficientes de Clapeyron (∆P/∆T) opostos, resultando que a profundidade das descontinuidades imageadas vão depender da temperatura do manto de maneiras diferentes. Bina & Helffrich (1994) propõe valores de coeficientes de Clapeyron iguais a_≈3MPa/K para a transição em 410kme_{≈ −}2MPa/Kem 660km. Para ilustrar esta importante caracter´ıstica das descontinuidades do manto, no esquema apresentado na Figura 1.1 são indicadas as direções das variações da profundidade para as descontinuidades de 410 km

e 660 km com uma alteração na temperatura (T) da zona de transição. Como mostrado, a espessura da zona de transição aumenta para uma diminuição de temperatura e diminui para um aumento da mesma.

Figura 1.1: Variação das profundidades previstas pelas mudanças de estrutura da Olivina nas descontinuidades 410kme 660kmcom a variação da temperatura (T) e velocidade (V) na zona de transição.

1.2 Contextualização geológica da área de estudo

(23)

loca-1.2 Contextualização geológica da área de estudo 22

lizadas a maior parte das estações utilizadas. Durante os estudos para a espessura da litosfera, como forma de complementar os dados na plataforma dado o caráter de grande escala deste trabalho, utilizamos adicionalmente estações permanentes da rede mundial localizadas também em ilhas oceânicas e na zona de subducção Andina.

−110˚

−100˚

−90˚

−80˚

−70˚

−60˚

−50˚

−40˚

−30˚

−60˚

−50˚

−40˚

−30˚

−20˚

−10˚

0˚

10˚

20 20 20 40 40 60 60 80 80 80 100 100 Scotia Nazca Sul−Americana Cocos Antártica Caribe

Estações temporárias (IAG)

Estações permanentes da rede mundial

0

50

100

150

200 Idade (m.y.)

c

i

n

u

r

ã

o

d

i

n

o

t

A

n

Plataforma Sul−Americana Patagônia

(24)

pela placa que Nazca que atualmente está em subducção sobre a placa Sul-Americana (limite convergente) (Bird, 2003; DeMetset al., 1990). Nas regiões Norte e Sul, a placa Sul-Americana apresenta os mais variados limites, interagindo com diferentes outras placas menores e maio-res. As placas mais importantes são as destacadas na Figura 1.2, dentre elas, a placa do Caribe a noroeste, a placa Norte Americana a Nordeste, a placa Antártica a Sudeste e extremo Sudo-este e a placa de Scotia a SudoSudo-este. Outras placas menores são atualmente propostas (Bird, 2003) para acomodar os diferentes dados geof´ısicos observados na região, mas estas não estão representadas na Figura 1.2.

1.2.1 Plataforma Sul-Americana

A plataforma (Figura 1.3) é definida como a parte estável do continente, formada pelo grupo de terrenos Arqueanos e Proterozóicos que não foram afetados de forma significativa pela orogênese dos Andes e do Caribe, de idades Fanerozóicas. O seu embasamento é composto por uma colagem de blocos cratônicos, de idade Arqueanas a Proterozóica (cráton São Fran-cisco, São Lu´ıs e o Amazônico), com faixas dobradas de idades Neoproterozóicas (Prov´ıncia Tocantins, Borborema e Mantiqueira) agrupadas principalmente durante o ciclo Brasiliano/Pan-Africano tornando-se estáveis a pelo menos 500Maatrás (Almeida et al., 2000). Após a sua formação, a plataforma Sul-Americana passou por diversos estágios de evolução e foi recoberta por sedimentos formando grandes bacia intra-cratônicas, dentre elas temos a bacia do Solimões e Amazonas, bacia do Paraná, bacia do Parna´ıba, bacia do Chaco-Paraná e Pantanal. Mesmo no seu último estágio, ela foi de certa forma afetada por eventos tectônicos e magmáticos não exclusivamente, mais em sua grande parte, causados pela separação do Gondwana que resul-tou também na abertura do oceano Atlântico no Cretáceo inferior. É importante ressaltar que estes processos de reativação do Cretáceo foram causados por fatores externos (fora da área de estudo), afetando mais a sua borda do que a sua região central, mostrando que esses eventos apenas em sua menor parte afetaram de forma significativa o manto ou mesmo a litosfera no interior desta região.

Cr´aton S˜ao Francisco

(25)

1.2 Contextualização geológica da área de estudo 24

−80˚

−70˚

−60˚

−50˚

−40˚

−30˚

−20˚

−10˚

0˚

10˚

Parnaíba Bacia do

Bacia do Paraná

Solimões Bacia do

Bacia do Chaco−Paraná

(3) (1)

(2)

(4)

S E D N A

Bacia do Amazonas

(5)

Bloco Paranapanema Cráton do Amazonas

Cráton do Amazonas

Oceano Atlântico

Francisco Cráton São

Oceano Pacífico

Oceano Atlântico

(1) Província Tocantins (2) Província Borborema (3) Província Mantigueira (4) Bacia do Pantanal (5) Cráton São Luís

Figura 1.3: Mapa indicando os principais terrenos que juntos formam a plataforma Sul-Americana junto com o limite em relação a região Andina.

Faixa Bras´ılia (parte integrante da Prov´ıncia Tocantins), a leste pela faixa Araçua´ı (Prov´ıncia Mantiqueira) e a norte, pelas faixas Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipiniana (Prov´ıncia Bor-borema). Embora em sua maior parte ele esteja recoberto por terrenos fanerozóicos existem blocos expostos do seu embasamento no extremo Sul e na parte leste. Acredita-se que ele se tornou estável a pelo menos 1.8Ga(Alkmim, 2004; Almeida, 1977) datando assim do final do evento Transamazônico aproximadamente.

Cr´aton do Amazonas

(26)

Americana, sendo delimitado a leste e sul pela faixa Araguaia e Paraguai (Prov´ıncia Tocantins), e a oeste, por uma seqüencia de sedimentos cenozóicos pertencentes a faixa de orogenia An-dina, o que dificulta a delimitação exata da sua extensão nesta direção. Em sua região central são acomodadas as bacias sedimentares do Solimões e do Amazonas que separam o chamado escudo Guaporé ao Sul, do escudo das Guianas a norte, ambos sendo parte integrante do cráton.

Cr´aton Paranapanema

Além dos dois grandes crátons já citados, sob os sedimentos da bacia do Paraná existem evidencias geológicas e geof´ısicas da existência de um bloco cratônico (Figura 1.3). Ainda não está certo se o embasamento da Bacia é formado por um único bloco, chamado como “núcleo cratônico” (Cordaniet al., 1984; Zalánet al., 1990 apud Milani, 1997), “Bloco Paraná” (Soares, 1991 apud Milani, 1997) ou ainda, mais recentemente, de bloco Paranapanema (Mantovaniet al., 2005) ou se, seriam diversos blocos menores, como defendido por outros autores como Milani (1997) ou mesmo Juliáet al.(2008). Mantovaniet al.(2005) propõe idades de formações destes blocos entre 1000 Ma e 850 Ma. Ao redor deste grande bloco, também devem ser considerados outros blocos menores, como o Rio de La Plata e o Luiz Alves, localizado ao Sudeste e leste da bacia do Paraná (Cordaniet al., 2003).

´

E importante ressaltar que ainda não foi definido quanto que tais blocos supostamentes cratônicos foram afetados pelos processos ocorridos durante a era Fanerozóica, como os exten-sos derrames de lava na bacia do Paraná, e a própria abertura do oceano Atlântico. Além do mais, como ressaltado por Milani (1997) e Milani & Ramos (1998), é importante notar que o centro do suposto bloco (Mantovaniet al., 2005; Soares, 1991; Zalán et al., 1990; Cordani et al., 1984) estaria alinhado com o rifte central da bacia do Paraná, o que poderia implicar na reativação tardia destes blocos durante a formação ou mesmo a evolução deste rifte central.

Cr´aton S˜ao Luis (Oeste Africano)

(27)

1.2 Contextualização geológica da área de estudo 26

na plataforma Sul-Americana do cráton São Lu´ıs/Oeste-Africano (Sadowski, 2000) que teria se rompido durante o processo de abertura do oceano Atlântico no Cretáceo.

Prov´ıncia Tocantins

A prov´ıncia Tocantins foi formada pela convergência de três blocos cratônicos, o cráton Amazônico, o São Francisco e o Paranapanema. Ela é caracterizada por três cinturões de dobras denominados de Faixa Bras´ılia ao sul, que representa o limite oeste do cráton São Francisco, a faixa Araguaia ao norte, delimitando o limite leste do cráton Amazônico, e a faixa Paraguai a oeste, delimitando o limite Sul do cráton Amazônico. Esses terrenos que compõem o embasamento da prov´ıncia Tocantins foram estabelecidos durante a orogênese do Brasiliano/Pan-Africano, de 900 Ma até 500 Ma, e as rochas ali alojadas sofreram grandes esforços tectônicos mostrando duas zonas claras definidas como zonas internas (com metamor-fismos de alto grau) ao centro de cada faixa, e zonas externas (baixo grau de metamorfismo), nas suas bordas próximas às regiões cratônicas (Bizziet al., 2003).

Prov´ıncia Borborema

A prov´ıncia Borborema está localizada ao norte do cráton São Francisco, beirando a mar-gem passiva da plataforma Sul-Americana no nordeste do Brasil e delimitada (mas não limitada) a oeste, pela bacia Parna´ıba. Seu embasamento é composto por um mosaico de faixas e terrenos com idades do Arqueano (alguns blocos pequenos) ao Neoproterozóico, sendo assim está rela-cionada com o ciclo de orogenias Transamazônicas e Brasilianas/Pan-Africanas. A sua primeira estabilização ocorreu durante o ciclo Brasiliano_≈540Maentre os per´ıodo Neoproterozóico e Paleozóico (Neveset al., 2000). Uma suposição é que a prov´ıncia Borborema seja a região que ligava os cráton São Francisco/Congo e São Luis/Oeste Africano em um super continente an-tigo durante o Arqueano, por isso é esperado que alguns dos seus terrenos não estejam limitados pela borda da bacia Parna´ıba, sendo esse, somente o seu limite superficial.

Prov´ıncia Mantiqueira

A prov´ıncia Mantiqueira foi desenvolvida durante o ciclo Brasiliano/Pan-Africano no Neo-proteroz´oico, e se estende desde o Sul da Bahia at´e o Uruguai com praticamente 3000 km

(28)

registros de idades Arqueanas (Silvaet al., 2005; Bizziet al., 2003) em blocos isolados.

Bacia Sedimentares

Dada a vasta extensão da plataforma Sul-Americana, muitos dos seus crátons e faixas Pro-terozóicas foram cobertos por grandes bacias de idade Paleozóica. As principais bacias estão indicadas na Figura 1.3 onde podemos destacar as seguintes caracter´ısticas: (a) bacia do Pa-raná, com até 7 km de sedimentos teve seu inicio de sedimentação no per´ıodo Ordoviciano (_≈440 Ma) e término no Neocretáceo (_≈ 60 Ma) (Milani, 1997; Milani & Ramos, 1998). Como já discutido, supõe-se que abaixo dos sedimentos exista um (ou mais) núcleo cratônico, bloco Paranapanema, com caracter´ısticas f´ısicas e distribuição ainda não totalmente confirma-dos. Além disso, a bacia do Paraná tem quase que 2/3 da sua área coberta por lavas de idades Mesozóicas. (b) bacia do Parna´ıba, com até 3.5 km de sedimentos teve o poss´ıvel in´ıcio da sua sedimentação no per´ıodo Cambriano (_≈100Maantes do que a bacia do Paraná), esta ba-cia atualmente é limitada a norte pela margem passiva do continente, guardando assim uma grande correlação com bacias análogas no continente Africano (Milani & Thomaz, 2000). (c)

Bacia do Amazonas / Bacia do Solimões, são bacias de profundidades intermediárias locali-zadas sobre o cráton do Amazonas, com até 5km de profundidade. Tiveram o seu inicio de deposição também no per´ıodo Ordoviciano/Siluriano, e até hoje ainda estão em processo de sedimentação. (d) Bacia Chaco-Paraná é a bacia “vizinha” da bacia do Paraná (a sudoeste da mesma, que guarda grande parte das suas caracter´ısticas estratigráficas correlacionáveis com esta. A sua profundidade máxima estimada é de 5kmsendo que atualmente, a bacia do Chaco-Paraná recebe sedimentos do cinturão Andino que ainda estão inconsolidados. Essa cunha de sedimentos recentes representa a parte do Chaco desta bacia (Milani & Thomaz, 2000).

1.3 Principais estudos anteriores

(29)

1.3 Principais estudos anteriores 28

superf´ıcie e an´alises tomogr´aficas.

1.3.1 Func¸˜ao do receptor

Os primeiros trabalhos com função do receptor para a crosta na região foram apresentados no artigo Assumpçãoet al.(2002) que mostrou uma crosta mais espessa para a bacia do Paraná (40 – 47km) do que para a região do cráton São Francisco (37 – 43km), ou mesmo, para a faixa Ribeira (34 – 42km). Neste trabalho os autores se limitaram à identificação da fasePsapenas, logo os valores de razão de velocidades (vp/vs) ou foram calculados por outras metodologias

(diagrama de Wadati) ou foram assumidos baseados em valores propostos na literatura (1.732). Como resultado principal deste artigo, foram propostos dois modelos para tentar explicar a maior espessura crustal da bacia do Paraná:(a)Um crosta inferior mais densa (“underplating”) ou(b)Um manto superior mais denso, quando comparado com o cráton São Francisco.

Um outro trabalho da mesma época foi elaborado com dados de três estações temporárias junto com uma estação permanente (PTGA) do IRIS (Incorporated Research Institutions for Seis-mology) na região da bacia do Amazonas (Krügeret al., 2002). Neste trabalho são apresentados resultados de função do receptor para a crosta e manto (em apenas 1 estação,PTGA). Foram ob-tidos valores de_≈38kmde espessura da crosta para as estações mais ao Sul, sob os sedimentos do Amazonas, e uma espessura não esperada, de 48km, para a estação dePTGAlocalizada ao norte da área de estudo. Para duas das estações analisadas foram apresentados valores devp/vs

(_≈1.83) obtidos pelo método de Zhu & Kanamori (2000). A análise das interfaces do manto apresentou valores compat´ıveis com as médias globais (414kme 659km).

Um estudo mais abrangente das descontinuidades do manto em 410kme 660kmfoi apre-sentado por Liuet al. (2003), que apresenta um perfil Leste-Oeste na latitude de 20◦S elabo-rado pelo empilhamento de diferentes traços de funções do receptor pelos pontos de perfuração mostrando as variações de topografia para essas descontinuidades na região. Dentre os da-dos processada-dos estão os dada-dos do projeto BLSP92, utilizada-dos por Assumpçãoet al.(2002) e também utilizados neste trabalho. Liuet al.(2003) mostraram uma deflexão de até 40kmpara a descontinuidade de 660km devido a influência da placa de Nazca, uma variação gradual na descontinuidade de 410kmde oeste para leste, e, descarta uma origem térmica como causa da pluma fóssil proposta por VanDecar em 1995 no nordeste da Bacia do Paraná (VanDecaret al., 1995).

(30)

Um outro estudo realizado com funções do receptor na prov´ıncia Tocantins, foi apresen-tado em Assumpção et al. (2004) onde foram analisados dados de 6 estações sismográficas distribu´ıdas entre a zona interna e externa da faixa Bras´ılia e no arco magmático de Goiás. Este foi o primeiro trabalho a utilizar as duas fases múltiplas além da fasePs refratadas na crosta para a obtenção de valores de espessura, razão de velocidades e suas respectivas incertezas. É importante ressaltar que a identificação das duas múltiplas apresenta um v´ınculo mais robusto na determinação da razão de velocidades, pois a diferença de tempos entre as fasesPsePdeve ser igual à diferença de tempo entre as fasesPpss+PspsePpps. Os resultados mostraram uma variação da espessura crustal (de_≈35kmpara_≈41km) e da razão de velocidades (de_≈1.75 para_≈1.71) significativas entre o arco magmático e a zona interna analisada (respectivamente).

Por fim, Juliáet al.(2008) apresentaram uma análise conjunta de função do receptor com ondas superf´ıcie de 17 estações sismográficas espalhadas por toda a região norte e central da bacia do Paraná para obter os parâmetros da crosta sob os sedimentos. Os resultados reportados apresentaram valores de espessura entre 41 e 48km e razão de velocidades entre 1.70 e 1.78 para toda a crosta. Esta análise permitiu obter um melhor entendimento dos processos ocorridos durante a evolução Paleozóica da bacia, e uma melhor definição de como estariam configurados os poss´ıveis blocos cratônicos na bacia do Paraná. A função do receptor neste trabalho foi analisada utilizando o método de Zhu & Kanamori (2000), como no trabalho apresentado por Krügeret al.(2002).

Os trabalhos apresentados (Assumpção et al., 2002; Krügeret al., 2002; Liuet al., 2003; França & Assumpção, 2004; Assumpçãoet al., 2004; Juliáet al., 2008) mostram a evolução dos métodos utilizados e fases interpretadas na função do receptor. Em termos da região estudada, cada trabalho abrange apenas uma pequena região individualmente, às vezes se prendendo a variações locais dos parâmetros obtidos que nem sempre apresentam uma boa correlação com tectônica regional, pois a função do receptor representa uma medida pontual que pode ser influ-enciada por efeitos locais em cada estação analisada. Além disso, com exceção de um2trabalho (Liu et al., 2003), todos os outros são focados no estudo da crosta em particular, mostrando assim uma deficiência de informações para a estrutura do manto e litosfera na plataforma Sul-Americana e suas variações de acordo com as regiões tectônicas préviamente definidas.

2_Krüger _{et al.}_{(2002) analisou apenas 1 estação para as interfaces do manto que, inclusive, já tinha}

(31)

1.3 Principais estudos anteriores 30

1.3.2 Tomografia s´ısmica

O primeiro estudo (VanDecar et al., 1995) importante de tomografia local obtido para a região estável da placa Sul-Americana foi resultado da leitura dos tempos de chegadas das fasesP e S nos eventos registrados pelas primeiras 12 estações do projeto BLSP92 operadas na região leste da bacia do Paraná, incluindo uma parte (sul) do cráton São Francisco e uma faixa da prov´ıncia Mantiqueira. As principais caracter´ısticas do modelo obtido foram altas velocidades do manto na região do cráton São Francisco para até 300 km de profundidade e baixas velocidades para um conduto aproximadamente cil´ındrico interpretado como sendo uma pluma fóssil (“Tristan da Cunha”) de idade Cretácea.

Utilizando-se do mesmo método, mas com um aumento significativo tanto do número de dados quanto da região estudada, Schimmelet al.(2003), Rocha (2003) e Rocha (2008) refi-naram os resultados propostos inicialmente por VanDecaret al., chegando a incluir nos traba-lhos mais recentes boa parte da bacia do Paraná, prov´ıncia Tocantins, prov´ıncia Mantiqueira e cráton São Francisco totalizando 19000 leituras entre ondasPeS. No trabalho apresentado por Schimmelet al.com mais de 10000 fases lidas foi confirmada a presença da anomalia de baixas velocidades no manto relacionada a presença da pluma fóssil de “Tristan da Cunha” (VanDecar

et al., 1995), destacando que com o aumento de dados foi poss´ıvel mostrar que esta anomalia se encontra totalmente limitada ao manto superior. Outros resultados foram: uma tendência de baixas velocidades para as região de faixas móveis nas profundidades litosféricas indicando uma zona de temperatura mais elevada relacionada com a reativação mais recente de tais terre-nos. Observaram novamente a tendência de velocidades maiores para o cráton São Francisco, e identificaram uma tendência de anomalias N-S consistente com a presença da placa de Nazca subduzida na região do manto inferior para a região estudada. No trabalho mais recente apresen-tado por Rocha (2008) foi utilizado o método estat´ıstico “Jackknife” (Efron & Tibshirani, 1991) para realizar um estudo da robustez dos resultados além de praticamente duplicar o número de leituras para ondasSutilizadas durante a inversão.

Utilizando-se de uma inversão conjunta com curvas de dispersão para ondas Rayleigh (modo fundamental) e forma de onda para ondas S e Rayleigh Feng et al. (2007) mapeou e correlacionou importantes feições tectônicas, algumas delas já observadas com um menor grau de detalhamento por outras inversões tomográficas regionais (VanDerLeeet al., 2001; Heintzet al., 2005) ou mesmo globais (Ritzwolleret al., 2002). Os resultados confirmados por Fenget al.

que s˜ao comuns entre outros trabalhos (VanDerLeeet al., 2001; Ritzwolleret al., 2002; Heintz

(32)

Ao utilizar as curvas de dispersão (modo fundamental) para aumentar significativamente o número de percursos, junto com a modelagem de forma de onda para aumentar a sensibili-dade do modelo em profundisensibili-dade, Fenget al.(2007) deu um passo importante na tomografia e permitiu, que novas contribuições importantes fossem feitas, principalmente caracterizando e limitando feições antes não “enxergadas” dentro da plataforma Sul-Americana devida a baixa densidade de percursos principalmente na região norte e nordeste da plataforma (VanDerLeeet al., 2001) ou mesmo, por serem utilizados percursos muito longos e baixos per´ıodos somente (Heintz et al., 2005). As importantes adições feitas por Feng et al. (2007) foram: (a) a es-pessura crustal na bacia do Amazonas é a mesma que a eses-pessura crustal nos escudos Guianas e Guaporé,(b) velocidades altas entre 100 – 150 km de profundidade para as regiões das ba-cias do Amazonas, Parna´ıba e Paraná,(c)a litosfera na região do cráton Amazônico apresenta profundidades de_≈160kme(d)delimitou uma zona de baixa velocidade até_≈200kmde pro-fundidade separando os crátons São Francisco e do Amazonas. Uma implicação importante dos resultados foi definir que o cráton Amazônico não foi fortemente afetado pelo processo de rifte da bacia amazônica, excluindo a possibilidade da bacia do Amazonas representar um limite de um poss´ıvel bloco cratônico ao sul separado de outro ao norte.

1.3.3 Ondas de Superf´ıcie

Uma terceira categoria de trabalhos utilizados para o estudo da estrutura da crosta e manto litosférico na região são aqueles utilizando métodos de inversão de curvas de dispersão para ondas de superf´ıcie (Snoke & James, 1997; An & Assumpção, 2004; An & Assumpção, 2006), normalmente utilizando a função do receptor como v´ınculo.

(33)

1.4 Sobre este trabalho 32

velocidade menores do que a m´edia global para o manto superior (4.2km/s) e uma crosta mais fina (32km) do que os valores encontrados para a bacia do Paran´a (Snoke & James, 1997).

1.4 Sobre este trabalho

Neste trabalho iremos apresentar um estudo com funções do receptor tanto para ondas P quanto para ondasSpara a plataforma Sul-Americana com um enfoque na espessura da litos-fera e nas descontinuidades do manto na profundidade da zona de transição (410kme 660km), tentando suprir a deficiência de informações a respeito dessas interfaces na região estudada. Adicionalmente a esses resultados também será apresentada uma análise da espessura e razão de velocidades da crosta para todas as estações analisadas (com funções do receptor para ondas P). Foi feito um esforço muito grande em sempre definir as incertezas associadas com cada

me-dida/parâmetro apresentado, por que acreditamos que os valores aqui apresentados só poderão ter alguma utilidade se acompanhados de uma incerteza. Durante as interpretações, procuramos identificar nos resultados padrões regionais (baseados nas incertezas e nas médias espaciais) que pudessem caracterizar os terrenos tectônicos apresentados e que pudessem nos ajudar a definir melhor seus limites, e mesmo sua caracter´ısticas.

(34)

2 Func¸˜ao do Receptor para ondas P

O método da função do receptor para ondasPé utilizado neste estudo tanto para caracterizar as interfaces do manto assim como as variações de estrutura crustal encontradas na parte conti-nental estável da placa Sul Americana. Um segundo objetivo é a caracterização de variações na zona de transição (Capitulo 1) que é definida como a região entre os dois saltos de velocidade para as ondas de corpo nas profundidades de 410kme 660kmaproximadamente, que irão gerar conversões de ondasPparaSquando atravessadas por uma ondaP.

2.1 M´etodo

A função do receptor para ondas P é aproximadamente a resposta S da estrutura sob a estação sismográfica para um pulso de ondaPincidente (Langston, 1979; Owenset al., 1984; Owens & Zandt, 1985; Ammon, 1991). Em um caso particular ela pode ser definida como

R(t)/Z(t), onde / denota a deconvolução, R a componente radial e Z vertical. Isso quer di-zer: em um traço de função do receptor cada pulso (“spike”) representa uma conversão de ondaPparaS(conversão direta ou reverberações) em uma determinada profundidadeh, sendo esta profundidade dada pela diferença dos tempos entre as fasesPdireta esconvertida (Zandt

et al., 1995). Como sabemos cada componente do registro pode ser representado como uma convoluc¸˜ao:

Z(t) =S(t)⋆I(t)⋆Hz(t) (2.1)

R(t) =S(t)⋆I(t)⋆Hr(t) (2.2)

T(t) =S(t)⋆I(t)⋆Ht(t) (2.3)

(35)

con-2.1 M´etodo 34

siderando que o ˆangulo de incidˆencia seja baixo, isso implica queHz(t)≈δt eHt =0, logo as

equac¸˜oes se transformam em:

Z(t)_≈S(t)⋆I(t) (2.4)

R(t) =S(t)⋆I(t)⋆Hr(t) (2.5)

T(t) =0 (2.6)

resolvendo paraHr(t),

Fr(t) = R(t)

Z(t) ≈Hr(t) =

R(t)

S(t)⋆I(t) (2.7)

onde Fr é o que definimos como sendo a função do receptor para ondas P, e a divisão

representa a deconvoluc¸˜ao do numerador pelo denominador.

Na análise da função do receptor estamos interessados apenas na parte próxima à estação, e um fator crucial para fazermos com que o ângulo de incidência seja pequeno é a utilização de distâncias epicentrais (∆) maiores do que 30◦na seleção dos eventos. Além disto, a deconvolu-ção, elimina dos registros toda a influência da fonte e percurso afastado da estação.

Nos traços de função do receptor resultantes queremos identificar as fases convertidas de ondaPpara ondaS, fasePse suas múltiplas, nas diversas descontinuidades abaixo da estação. No esquema da Figura 2.1 mostramos que para diversos terremotos ocorridos a diferentes distâncias epicentrais sempre vai existir um ramo de onda P que deixa a fonte a uma deter-minada inclinação e azimute para se dirigir à estação. Ainda, quanto mais distante estiver o evento, menor o ângulo de incidência na estação.

Nas proximidades da estação a onda P, representada no detalhe da Figura 2.1, ao incidir em uma descontinuidade irá se refratar dando origem a diversas fases que, com o aux´ılio da metodologia da função do receptor, são identificáveis no registro sismográfico. As fases iden-tificáveis são: 1. A fase Pp ou simplesmente fase P direta (onda P que é transmitida pelas camadas), 2. A fasePs(ondaPconvertida emS), 3. As fases múltiplasPsps+Ppssque chegam juntas (fase resultante da múltipla reflexão da ondaSna camada), 4. A fase múltiplaPpps(fase resultante da múltipla reflexão da ondaPna camada).

(36)

Figura 2.1: Esquema simplificado indicando os trajetos para ondasP geradas em terremotos para diferentes distâncias epicentrais e as fases convertidas identificáveis durante a análise de função do receptor. São elas: 1.Pp, 2. Ps, 3. Psps+Ppss, 4. Ppps.

t_Psm ₋tP= m

∑

i=1

(ai_s₋ai_p) (2.8)

t_Pppsm ₋tP= m

∑

i=1

(ai_p+ai_s) (2.9)

t_Pspsm ₊_Ppss₋tP= m

∑

i=1

2ai_s (2.10)

t_Pspsm ₊_Ppss₋tPpps= m

∑

i=1

(2ai_s₋ai_p₋ai_s) =

m

∑

i=1

(ai_s₋ai_p) =t_Psm ₋tP (2.11)

com

ai_s=hi[(vi_s)−2₋p2]1/2 (Atraso para onda S na camada i) (2.12) ai_p=hi[(vi_p)−2₋p2]1/2 (Atraso para onda P na camada i) (2.13)

Onde vp e vs s˜ao as velocidades de cada camada i, h sua espessura, e p o parˆametro de

raio (p=dt/d∆=1/vap =sen(ji)/vi, ji é o ângulo de incidência na camadai) para a ondaP

incidente.

(37)

2.1 M´etodo 36

´

E importante notar que, para uma mesma camada, as diversas fases refratadas são originadas em pontos diferentes em sub superf´ıcie como indicado na Figura 2.1 pelos números 1, 2, 3 e 4. Caso a interface refratora apresente uma topografia ou inclinação, haverá uma mudança de referência entre as fases, causando uma variação nos tempos de chegada. Como as distâncias entre os pontos 1 a 4 diminuem com a distância epicentral, eventos mais distantes são menos afetados pela simplificação de camadas horizontais uniformes.

Por fim, adotamos uma distância máxima de 95◦na seleção dos eventos pois com o aumento da distância ocorre uma diminuição da relação sinal/ru´ıdo (S/R) da função do receptor devido a diminuição da amplitude da conversão das ondasP-para-S, além do que, 95◦está próximo ao limite imposto pela zona de sombra para ondasP.

2.1.1 Obtenção da função do receptor

O primeiro passo na obtenção da função do receptor é a separação das ondas P e S. Isso pode ser feito pela rotação das componentesZNE (Z para a direção vertical, N para a direção Norte e E, para a direção Leste) registradas (Figura 2.2) para um sistema baseado na direção de polarização das ondasPeS.

Figura 2.2: Esquema simplificado mostrando as direções de cada um dos eixos para cada um dos sistemas de rotação em relação ao sistema de aquisição. O azimute reverso (“back-azimute”) do evento para este esquema foi assumido como sendo de 225◦, e o ângulo de incidência (ângulo entre a direção de propagação e a vertical) perto de 45◦.

Rotac¸˜ao

No método da função do receptor podem ser utilizados dois tipos diferentes de rotação. Em um deles considera-se apenas a rotação do sistemaZNE(sistema de aquisição) para o sistema