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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ESTUDO SÍSMICO NO AÇUDE TUCUNDUBA, SENADOR SÁ, CE.
Autor: GEORGE SAND LEÃO ARAÚJO DE FRANÇA
Orientador: PROF. DR. MÁRIO KOECHI TAKEYA
Co-orientador:
PROF. DR. JOAQUIM MENDES FERREIRA
Dissertação no 10/ PPGG
Natal-RN, Julho - 1999
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ESTUDO SÍSMICO NO AÇUDE TUCUNDUBA, SENADOR SÁ, CE.
Autor: GEORGE SAND LEÃO ARAÚJO DE FRANÇA
Dissertação de Mestrado apresentada em 12 de julho de 1999, para obtenção do título de Mestre em Geofísica pelo Programa de Pesquisa e Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da UFRN.
Comissão Examinadora:
PROF. DR. JOAQUIM MENDES FERREIRA (CO-ORIENTADOR) PROF. DR. MARCELO ASSUMPÇÃO
PROF. DR. FRANCISCO HILARIO REGO BEZERRA
Natal - RN, Julho 1999.
Agradecimentos.� Ao meu Deus� Ao Ph.D. M�ario Koechi Takeya, orientador, pelo acompanhamento prestado e pelaamizade em todo correr do curso.� Ao Dr. Joaquim Mendes Ferreira, Co-orientador, que com seu companheirismo epro�ssionalismo, contribuiu em grande parte do trabalho.� Ao Ph.D. Marcelo Assump�c~ao, pela contribui�c~ao prestada no trabalho de an�alise dedados e interpreta�c~ao.� Ao Professores Moreira e Venerando, pelas �uteis discuss~oes no decorrer destadisserta�c~ao.� Ao Prof. Dr. Francisco Hil�ario Rego Bezerra pelas valiosas sugest~oes apresentadas nadefesa desta disserta�c~ao.� �A minha M~ae e meus irm~aos (Chiara, Alessandra e Waldersemelher).� Aos meus amigos de \cela", Carlos Vilar e Rom�ario Campelo, pela amizade durantetodo esse tempo de vivencia.� Aos companheiros de laborat�orio: Eduardo Alexandre, Carlos dos Anjos, Prof.Ronaldo e os Bolsistas �Edipo, Japa, Formiga, Marcieli e Bia.� Aos amigos Shobha Sankarankutty, Cla�udio Henrique e Aderson Farias, pela amizadedesde do ��nicio do curso. ii
� Em especial ao amigo Jailson de Souza Alcaniz, que me auxiliou na impress~ao edigita�c~ao desta tese.� Ao melhor time de futebol de campo de todos os tempos da F��sica; Beto Bruxo,Cesanildo, Raimundo "Ra�� Explos~ao" (H�elio), Marcieli "Edmundo" e L��vio "Cai-cai";George, Farelo, Mar�a e Fl�avio (Amadeu ou Everton "Abelha"); Edson "Japa"e Jo~ao.� �A 1a Igreja Batista do Natal e Igreja Presbiteriana do Alecrim.� Ao Grupo de Teatro Clowns de Shakespeare.� Aos professores do DFTE e PPGG e a todos os alunos do PPGG, Maria Helena,Silvana, Luciano, M�ario, Marco, D�ebora, Alex e etc.� �A CAPES pela bolsa concedida.� Ao CNPq, FINEP e ao convenio FUNPEC/CONNECIT pelos recursos quepossibilitaram a aquisi�c~ao de dados.
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�A minha esposa Iris Soares Brito de Fran�ca
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ResumoO A�cude Tucunduba est�a localizado no munic��pio de Senador S�a, a aproximadamente290 km a oeste de Fortaleza - CE. O monitoramento s��smico da regi~ao, por meio de umarede sismogr�a�ca local, teve in��cio em 11 de junho de 1997, logo ap�os a ocorrencia de umevento com magnitude 3,2 mb, no dia 09 de junho de 1997. O monitoramento foi realizadocom uma esta�c~ao anal�ogica (utilizada na determina�c~ao da magnitude com a dura�c~ao e nacontagem do n�umero de eventos por dia), e sete esta�c~oes digitais. As esta�c~oes digitais, comtres componentes cada, operaram no per��odo de junho a novembro de 1997. Neste trabalhoforam analisados os dados coletados pelas esta�c~oes digitais objetivando a determina�c~ao dehipocentros, mecanismos focais e an�alise de anisotropia s��smica.Na determina�c~ao hipocentral utilizou-se o programa HYPO71, com o modelo de semi-espa�co, de parametros iguais a 5,95, para a velocidade da onda P, e 1,69, para a raz~aoentre as velocidades das ondas P e S. Dessa forma, foi poss��vel detetar uma zona ativa, deaproximadamente 1 km de extens~ao e profundidade variando de 4,5 a 5,2 km. Com umconjunto de 16 sismos, registrados na mesmas seis esta�c~oes, foi determinado um plano defalha a partir dos hipocentros, pelo m�etodo dos m��nimos quadrados, obtendo-se os valoresde 60� para o azimute e 88� para o mergulho.A determina�c~ao de mecanismos focais foi feita de duas formas distintas, utilizando-se osprogramas FPFIT e FOCMEC. Na solu�c~ao do mecanismo composto (FPFIT), encontrou-seuma falha de dire�c~ao aproximadamente E-W (265� para o azimute, 88� para o mergulho),transcorrente, sinistral, com componente normal. Foram determinados v�arios mecanismosindividuais (FOCMEC), tendo-se obtido um valor m�edio de 65� para o azimute e 80� parao mergulho. Estimativas preliminares do esfor�co horizontal m�aximo, a partir da dire�c~ao doeixo P, n~ao s~ao concordantes com valores anteriormente obtidos para sismos ao sul do A�cudeTucunduba.Na regi~ao tamb�em foi feito um estudo de anisotropia, onde se veri�cou a presen�ca dev
anisotropia na propaga�c~ao da onda S, possibilitando a obten�c~ao das dire�c~oes de polariza�c~oese dos tempos de atraso entre as ondas S divididas, para duas esta�c~oes. A di�culdade de seter uma boa estimativa para o esfor�co horizontal m�aximo, na regi~ao, impossibilitou qualquerconclus~ao sobre a causa da anisotropia observada.N~ao se pode concluir, de forma clara, que a atividade s��smica possa estar associadadiretamente a falhas mapeadas na regi~ao. As dire�c~oes do plano de falha pelo ajuste porm��nimos quadrados, FPFIT e FOCMEC (valor m�edio) est~ao no intervalo de NE e EW.Estes valores s~ao consistentes com as dire�c~oes de fotolineamentos, lineamentos topogr�a�cos,positivos e negativos, e de fraturas secas, observadas na regi~ao.
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Seismicity in the Tucunduba Dam area, Senador S�a, Cear�a.byGeorge Sand Le~ao Ara�ujo de Fran�caSubmitted to the Universidade Federal do Rio Grande do Norteon July 12, 1999, in partial ful�llment of therequirements for the degree ofM.Sc.AbstractThe Tucunduba Dam, is nearly 290 km west of Fortaleza, Cear�a State. The seismicmonitoring of the area, with a local network, had beginning on June 11, 1997, soon after theoccurrence of an event with magnitude 3.2 mb on June 09, 1997. The monitoring was carriedout with an analogical station (used for magnitude duration measurement and statisticalcontrol of activity) and seven digital stations. The digital stations, with three componenteach, operated from June to November 1997. In this work, the data collected in the periodof digital monitoring was analyzed for determination of hypocenters, focal mechanisms, andshear-wave anisotropy analysis.For determination of hypocenters, the HYPO71 program was used, with a half-spacemodel, whose parameters were 5.95, for P-wave velocity, and 1.69, for the ratio between P-and S-wave velocities. By this way, it was possible to �nd an active zone of nearly 1 kmin length, with depth between 4.5 and 5.2 km. A 60�AZ/88�SE fault plane was determinedusing the least-squares method and hypocenters of a selected set of 16 earthquakes recordedin the same six stations.Focal mechanisms were determined by two distinct ways, using FPFIT and FOCMECprograms. In the composite fault plane solution (FPFIT), a strike-slip fault, trending nearlyE-W (azimuth 265�; dip 88�) was found. Single fault plane solutions (using FOCMEC)were obteined to some earthquakes presented mean values of 65� (azimuth), and 80� (dip).Preliminary estimations of maximum horizontal compressive stress, using P-axis direction,didn't agreed with values of earthquakes south of Tucunduba Dam.Shear-wave anisotropy was found in the data. Polarization directions and travel timedelays, between S spliting waves, were determined. However, it was not possible to decidewhat is a possible explanation for the observed anisotropy.It is not clear if there is correlation between seismicity and mapped faults in the area.However, least-squares, FPFIT and FOCMEC (mean) directions range between NE andEW directions. Which directions are consistent with directions, observed in the area, photo,topographic and fractures directions observed in the area.vii
Conte�udoAgradecimentos iiResumo vAbstract viiLista de Figuras xviLista de Tabelas xviii1 Introdu�c~ao 11.1 Atividade S��smica no Noroeste do Cear�a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2 Atividade S��smica no A�cude Tucunduba entre 1997-1998 . . . . . . . . . . . 51.2.1 Aquisi�c~ao de Dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51.2.2 An�alise de dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81.3 Geologia regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91.4 Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 142 Determina�c~ao de hipocentros 152.1 Introdu�c~ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152.2 M�etodo Geiger de determina�c~ao hipocentral e o programa HYPO71 . . . . . 152.3 Modelo de Velocidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 192.4 Determina�c~ao Hipocentral . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21viii
3 Determina�c~ao de Mecanismos Focais 293.1 Introdu�c~ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293.2 Determina�c~ao atrav�es do primeiro movimento da onda P. . . . . . . . . . . . 313.3 Determina�c~ao atrav�es da polariza�c~ao da onda S (raz~ao SV/SH) . . . . . . . 333.4 Determina�c~ao do mecanismo focal atrav�es da raz~ao das amplitudes das ondasS e P. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 363.5 O programa FPFIT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383.6 O programa FOCMEC . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 403.7 Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413.7.1 FPFIT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413.7.2 FOCMEC. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 434 Anisotropia s��smica 484.1 Introdu�c~ao . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 484.2 Causas da anisotropia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 484.3 Propaga�c~ao das ondas s��smicas em meios anisotr�opicos. . . . . . . . . . . . . 504.4 Metodologia de detec�c~ao da anisotropia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 544.5 Aplica�c~ao aos eventos no A�cude Tucunduba. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 555 Considera�c~oes Finais 625.1 Hipocentros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 625.2 Mecanismo focal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 635.3 Anisotropia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 655.4 Correla�c~ao com a geologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65Apendice A 68Apendice B 75Apendice C 80ix
Referencia Bibliogr�a�ca 85
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Lista de Figuras1-1 Sismicidade na regi~ao Noroeste do Cear�a. Os retangulos escuros representamas cidades. Os c��rculos claros os epicentros de sismos hist�oricos e instrumentais(Ferreira & Assump�c~ao, 1983; Berrocal et al., 1984; RBGf). As bolas depraia representam os mecanismos focais de sismos da regi~ao, determinadospor Ferreira et al. (1998). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21-2 Mapa epicentral do monitoramento do Noroeste do Cear�a (UFRN,1992). Retangulos e triangulos escuros denotam as cidades e esta�c~oes,respectivamente. Os c��rculos s~ao os eventos registrados pela rede (EP01, EP02e EP03). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41-3 Esta�c~oes sismogr�a�cas instaladas pela UFRN (1997) em torno do a�cudeTucunduba. Os quadrados indicam as localidades maiores pr�oximas ao a�cudee as linhas que interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhastracejadas indicam falhas inferidas (DNPM, 1973). Os triangulos indicam asesta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61-4 Distribui�c~ao do n�umero de sismos registrados por dia (ns), registrado pela aesta�c~ao anal�ogica SN1A, no per��odo de 11/06/97 a 14/08/98. . . . . . . . . . 71-5 Mapa geol�ogico da prov��ncia Borborema. As linhas s~ao as zonas decisalhamento presentes na regi~ao, conforme Jardim de S�a, 1994. . . . . . . . 101-6 Esbo�co tectonico da Faixa Noroeste do Cear�a (Jardim de S�a, 1994). . . . . . 111-7 Sucess~ao de horsts e grabens na FNC (Costa et al., 1973) . . . . . . . . . . . 12xi
2-1 Sismograma com polaridade clara da onda P e S. Resultado obtido na esta�c~aoSN07 (sobre a oramento cristalino pr�e-cambriano) no dia 09/12/97, �as 05h51 min. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 202-2 Esta�c~oes sismogr�a�cas instaladas pela UFRN (1997) em torno do a�cudeTucunduba. Os quadrados indicam as localidades maiores pr�oximas ao a�cudee as linhas que interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhastracejadas indicam falhas inferidas (DNPM, 1973). Os triangulos indicam asesta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 232-3 Mapa dos epicentros dos 160 eventos lidos. Os c��rculos vermelhos (erh = 0)e pretos representam os epicentros. Os triangulos representam as esta�c~oessismogr�a�ca, com seus c�odigos. Os quadrados e as linhas tem o mesmosigni�cado que na Fig 2-2. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 242-4 Mapa dos epicentros dos 16 eventos da Tab 2.3.Os c��rculos pretos indicam oseventos com erh = 0,1 km, Os c��rculos vermelhos indicam os eventos com erh= 0,0 km e os demais s��mbolos de acordo com a �g 2-2 . . . . . . . . . . . . 272-5 Mapa detalhado dos hipocentros da �gura 2-4, com suas proje�c~oes em planosperpendicular e paralelo ao plano de falha determinado pelo m�etodo dosm��nimos quadrados para esses eventos. C��rculos vermelhos e pretos, conformea �gura 2-4. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283-1 Representa�c~ao de um sismo trancorrente sobre uma falha vertical FF', ondeas setas cinzas representam o movimento relativo dos dois lados da falha, eas setas pretas representam, o eixo de compress~ao (em dire�c~ao ao foco-P) e oeixo de tra�c~ao (afastando do foco-T). AA' �e o plano auxiliar e B �e a interse�c~aodos planos nodais. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30xii
3-2 Esfera focal: a) corte transversal do globo, mostrando a esfera focal e osquadrantes de dilata�c~ao (cinza) e de compress~ao (branco), sendo E o epicentro,S o local da esta�c~ao, � a distancia epicentral e i o angulo de sa��da do raios��smico; b) Proje�c~ao do ra��o s��smico, utilizando-se a rede Schmidt, hemisf�erioinferior. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 313-3 Movimento de falha: (a) Representa�c~ao esquem�atica, onde � �e o azimute dafalha (strike ), � �e o angulo de mergulho e � �e o angulo de caimento (rake) eAB �e o vetor deslizamento (slip vetor). (b) Representa�c~ao estereogr�a�ca narede de Schmidt, onde �, � e � tem o mesmo signi�cado anterior, B �e o eixonulo, P e T eixos de compress~ao e tra�c~ao e SV �e a representa�c~ao do vetordeslizamento (AB). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 323-4 Angulo da polariza�c~ao da onda S � e sua rela�c~ao com a dire�c~ao de vibra�c~aoda onda S. SH �e a componente horizontal, SV a componente verticais e i0 �e oangulo de incidencia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343-5 Rela�c~ao entre o angulo de polariza�c~ao ( 0) na esta�c~ao sismogr�a�ca e o angulode polariza�c~ao (�) no foco - F , visto na proje�c~ao de � ( h). . . . . . . . . . . 353-6 a) Varia�c~ao do log(Sv=P )z com o mergulho para dois valores de azimutes deesta�c~oes, de um falhamento transcorrente puro. b) Varia�c~ao do log(Sv=P )zcom azimute da esta�c~ao, para o mergulho �xo, de uma falha transcorrentepura. O azimute �e medido do plano de falha (Kisslinger et al., 1982). . . . . 373-7 Fator para converter a raz~ao de amplitude da SV incidente para P incidentedentro da raz~ao de amplitudes das componentes verticais. A se�c~ao sombreada,30� para 37� �e o limites dos angulos pr�oximos ao angulo cr��tico (Kisslinger etal., 1982). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39xiii
3-8 Mecanismo focal composto (FPFIT). Hemisf�erio inferior, proje�c~ao de�area igual. denotam primeiros movimentos compressivos e dilatacionais,respectivamente. P e T s~ao os eixos de compress~ao e extens~ao,respectivamente. FP indica o plano de falha. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413-9 Mecanismo focal para os 16 eventos selecionados. Somente as polaridadespositivas, os eixos P e T e os planos nodais s~ao mostrados. . . . . . . . . . . 423-10 Mecanismo focal para os 16 eventos selecionados. Somente as polaridadesnegativas, os eixos P e T e os planos nodais s~ao mostrados. . . . . . . . . . . 433-11 Mecanismos focais, utilizando o FOCMEC, commodelo de semi-espa�co; +=upe �=down. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 463-12 Mecanismo focais, utilizando o FOCMEC, com modelo de semi-espa�co; +=upe �=down. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 474-1 Ilustra�c~ao esquem�atica de tres ondas de corpo polarizadas ortogonalmenteque se propagam em uma mesma dire�c~ao, em meio anisotr�opico de simetriahexagonal, com os eixos horizontais sim�etricos. . . . . . . . . . . . . . . . . . 514-2 Ilustra�c~ao esquem�atica da onda S dividida em um meio anisotr�opico. A ondaS �e dividida ao penetrar no meio anisotr�opico, gerando as ondas S-r�apida eS-lenta que se propagam no meio isotr�opico conservado a sua polariza�c~ao e otempo de atraso. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 524-3 Esbo�co mostrado - a) conve�c~oes e planos de proje�c~ao para o movimento depart��cula; b) Determina�c~ao da dire�c~ao de polariza�c~ao. . . . . . . . . . . . . . 534-4 Exemplo da divis~ao da onda S na esta�c~ao SN07, onde os sismogramas radial(R) e transversal (T) foram rotacionados a partir dos sismogramas horizontais.O movimento de part��cula no plano radial-transversal �e mostrado ao lado dosismogramas, onde R - direita(right), L - esquerda (left) , T - em dire�c~ao aofoco (towards) e A - se afastando do foco ( Away). . . . . . . . . . . . . . . 56xiv
4-5 Exemplo da divis~ao da onda S na esta�c~ao SN07, onde s~ao mostrados ossismogramas na dire�c~ao de polariza�c~ao da S-r�apida (fast) e na dire�c~aoda polariza�c~ao da S-lenta (slow), que foram rotacionados a partir dossismogramas horizontais. O movimento de part��cula no plano da S-r�apidae S-lenta �e mostrado ao lado dos sismogramas. . . . . . . . . . . . . . . . . . 574-6 Gr�a�co da dire�c~ao de polariza�c~ao da S-r�apida versus azimute (SN05 e SN07).A linha cont��nua representa o valor m�edio da dire�c~ao de polariza�c~ao (N14� -SN07 e N60� - SN05). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 594-7 Mapa epicentral da con�gura�c~ao com o total de 160 eventos selecionados, re-gistrado no m��nimo em quatro esta�c~oes. Os triangulos representam as esta�c~oessismogr�a�ca, com seus c�odigos. Os c��rculos s~ao os eventos ocorridos (rms� 0; 02s, erh � 0; 2km, erz � 0; 2km). e as linhas que interceptam o a�cudeindicam falhas mapeadas, onde as linhas tracejadas indicam falhas inferidas(DNPM, 1973). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 605-1 Mapa dos epicentros dos 16 eventos.Os c��rculos pretos indicam os eventos comerh = 0,1 km, Os c��rculos vermelhos indicam os eventos com erh = 0,0km, Ostriangulos indicam as esta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos. Os quadradosindicam as localidades maiores pr�oximas ao a�cude e as linhas que interceptamo a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhas tracejadas indicam falhasinferidas (DNPM, 1973). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 645-2 Mapa de lineamentos topogr�a�cos. 4.1b. Diagrama de ros�acea comlineamentos topogr�a�cos positivos. 4.1c Diagrama de rose�acea comlineamentos topogr�a�cos negativos (Camar~ao Jr., 1999) . . . . . . . . . . . . 66A-1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69A-2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70A-3 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71xv
A-4 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72A-5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73A-6 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
xvi
Lista de Tabelas1.1 Principais sismos de magnitude � 3; 0 mb e intensidade I � IV MMocorridos no Noroeste do Cear�a (RBGf-Boletim S��smico da Revista Brasileirade Geof��sica). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32.1 Modelos de velocidades dentro das condi�c~oes: RMS � 0,01 s , ERH � 0,1km e ERZ � 0,1 km. N1 �e o n�umero de eventos com rms � 0.01 s e N0 �e on�umero de eventos com o rms=0. Onde o modelo escolhido est�a entre linhas. 212.2 Coordenadas das esta�c~oes sismogr�a�cas digitais, determinadas por GPS. . . 222.3 Eventos registrados na mesmas seis esta�c~oes (SN01, SN02, SN04, SN05, SN06,SN07 e SN09). Onde H-origem (hora de origem no formato hora, minutosegundo.d�ecimo de segundo), PROF. (profundidade hipocentral - km), N0(n�umero de observa�c~oes), DMIN (distancia entre o hipocentro e a esta�c~aomais pr�oxima - km) e QM (fator de qualidade). . . . . . . . . . . . . . . . . 263.1 Resultado do mecanismo focal composto utilizando o programa FPFIT(Reasemberg & Oppenheimer, 1985). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413.2 Resultados do mecanismo focal - FOCMEC. P, SV e SH s~ao os erros nasrespectivas polaridades, onde adm-HHmin �e a data (ano, mes e dia) - hora eminuto. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 443.3 Resultados dos eixos P e T - FOCMEC (Snoke et al ,1984). . . . . . . . . . . 45xvii
4.1 HR = hora; MN = minuto; Dmin = distancia epicentral da esta�c~ao (SN05ou SN07); Depth = profundidade; Azm = o epicentro a esta�c~ao azimutal;A.I. = angulo de incidencia; Pol = dire�c~ao geogr�a�ca da polariza�c~ao da ondaS-r�apida; TN = O tempo de atraso da ondas S divididas normalizado para 1km. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58C.1 Eventos registrados em pelo menos em quatros da sete esta�c~oes. . . . . . . . 81C.2 Continua�c~ao da tabela C.1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82C.3 Continua�c~ao da tabela C.1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83C.4 Continua�c~ao da tabela C.1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84
xviii
Cap��tulo 1Introdu�c~ao1.1 Atividade S��smica no Noroeste do Cear�aA sismicidade na regi~ao Noroeste do Cear�a (2; 5�-5�S; 39�-41:5�W) �e conhecida desde os�eculo passado, tendo o primeiro evento, de que se tem not��cia, ocorrido em Granja em 1810,conforme Ferreira e Assump�c~ao (1983). Na Fig. 1-1 s~ao mostrados os epicentros dos sismosocorridos nessa regi~ao.No Noroeste do Cear�a ocorreram v�arios eventos de magnitudes igual ou superior a 3,0mb, conforme mostra a Tab. 1.1. Os eventos de maior magnitude foram os de Irau�cuba (1991;4,8 mb) e Groa��ras (1988; 4,1 mb), tendo ambos atingido a intensidade m�axima de VI MM(Ferreira et al., 1998).At�e 1988, os dados dispon��veis s~ao, em sua maioria, hist�oricos, excetuando alguns eventosregistrados pelas esta�c~oes de Natal (NAT), operada pela UFRN, da rede de Sobradinho,operada pelo IAG/USP e de Itataia, operada pela UnB.O estudo s��smico no Noroeste do Cear�a, com redes locais, iniciou-se ap�os a seq�uencia dedois tremores de magnitudes 4,1 mb e 3,9 mb, no munic��pio de Groa��ras, no dia 30/03/88.Tres esta�c~oes port�ateis anal�ogicas (tipo MEQ-800, com registro de papel enfuma�cado)operaram na regi~ao no per��odo de 01/04/88 a 15/04/88, tendo sido registrados v�arios1
Figura 1-1: Sismicidade na regi~ao Noroeste do Cear�a. Os retangulos escuros representamas cidades. Os c��rculos claros os epicentros de sismos hist�oricos e instrumentais (Ferreira& Assump�c~ao, 1983; Berrocal et al., 1984; RBGf). As bolas de praia representam osmecanismos focais de sismos da regi~ao, determinados por Ferreira et al. (1998).2
localidade data Mag(mb) Int.(MM) ReferenciaGranja 1942 3; 0 IV Ferreira & Assump�c~ao, 1983S.L. Do Curu 15/12/1974 3; 3 VII Ferreira & Assump�c~ao, 1983Itapaj�e 25/02/1987 3; 0 IV RBGfGroa��ras 01/04/1988 4; 1 V-VI RBGfGroa��ras 01/04/1988 3; 9 - RBGfFrecheirinha 27/12/1989 3:2 IV-V RBGfIrau�cuba 19/04/1991 4; 8 VI-VII RBGfGroa��ras 10/05/1995 3; 4 - RBGfFrecheirinha 22/04/1997 3:2 - UFRN/IAGSenador S�a 09/06/1997 3; 2 - UFRN/IAGSenador S�a 12/12/1997 3; 0 - UFRN/IAGTabela 1.1: Principais sismos de magnitude � 3; 0 mb e intensidade I � IV MM ocorridosno Noroeste do Cear�a (RBGf-Boletim S��smico da Revista Brasileira de Geof��sica).eventos, possibilitando a solu�c~ao de mecanismo focal composto (movimento transcorrentecom componente normal), com os planos nodais NS e EW (Ferreira et al., 1998).Novas campanhas, agora com redes de 6 esta�c~oes anal�ogicas port�ateis, foram rea-lizadas em Irau�cuba e Hidrolandia em 1991. A solu�c~ao do mecanismo focal para Irau�cuba(aglomerado principal), mostra uma falha normal. com dire�c~ao E-W e mergulho para norte.Para Hidrolandia, n~ao foi poss��vel identi�car claramente o plano de falha, sendo o mecanismoreverso com o eixo P na dire�c~ao E-W (Ferreira et al., 1988).Em 1992, o Laborat�orio Sismol�ogico da UFRN monitorou a regi~ao com uma rede aberta,composta por tres esta�c~oes anal�ogica port�ateis, instaladas nos munic��pios de Corea�u (EP01),Uruoca (EP02) e Granja (EP03)(Fig. 1-2). Na determina�c~ao hipocentral foram utilizadastamb�em as informa�c~oes coletadas pela esta�c~ao HI1A (Hidrolandia). O monitoramentoestendeu-se no per��odo de 03/05/92 a 04/06/92. O n�umero total de eventos registradospor esta rede foi 78, em sua maioria explos~oes. O tremor de maior magnitude (2; 1 mb)ocorreu no dia 09/05/92, com o epicentro no munic��pio de Senador S�a, provocando rangidosnos telhados (UFRN, 1992). 3
41 0’ 0" W 40 47’ 60" W 40 36’ 0" W 40 23’ 60" W
Est. sismog.Epicentros
EP03
EP01
EP02
Granja
Serrota
Panacui
Senador Sa
Sobral
Uruoca
Coreau
|
|
4000
’0
’’W 40
047
’60
’’W 40
036
’0
’’W 40
023
’60
’’W
4000
’0
’’W 40
047
’60
’’W 40
036
’0
’’W 40
023
’60
’’W
300
’0
’’S
3011
’60
’’S
3023
’60
’’S
3035
’60
’’S
3047
’60
’’S
300
’0
’’S
3011
’60
’’S
3023
’60
’’S
3035
’60
’’S
3047
’60
’’SFigura 1-2: Mapa epicentral do monitoramento do Noroeste do Cear�a (UFRN, 1992).Retangulos e triangulos escuros denotam as cidades e esta�c~oes, respectivamente. Os c��rculoss~ao os eventos registrados pela rede (EP01, EP02 e EP03).
4
Uma nova rede local, s�o voltou a ser instalada em 1997 para estudar a atividade s��smicano A�cude Tucunduba, objeto desta disserta�c~ao.1.2 Atividade S��smica no A�cude Tucunduba entre1997-1998O primeiro tremor registrado na regi~ao do A�cude Tucunduba, munic��pio de SenadorS�a, com magnitude superior a tres (3,2 mb), foi no dia 09/06/97, tendo sido sentidoprincipalmente em Serrota, distrito de Senador S�a, nas margens do a�cude (Fig. 1-3). Ostelhados foram chacoalhados, os vidros das lojas balan�caram, material escolar foi derrubadodas carteiras, tendo todos os habitantes �cado bastante assustados (UFRN, 1997).Ap�os esse sismo, em 11/06/97, iniciou-se o monitoramento da atividade s��smica,instalando-se uma rede digital composta sete esta�c~oes com registrador tipo REFTEK esensores triaxiais. Foi tamb�em instalada uma esta�c~ao sismogr�a�ca anal�ogica com registroem papel enfuma�cado (esta�c~ao SN1A), que operou no mesmo local da esta�c~ao digital SN01.A rede digital operou na regi~ao no per��odo de 18/06/97 at�e 05/11/97 e a esta�c~ao anal�ogicano per��odo de 11/06/97 a 14/08/98. A esta�c~ao SN1A registrou 2.217 eventos (Fig. 1-4), sendoque o evento de maior magnitude (3,0 mb; Senador S�a - Tab. 1.1), coincidiu com o m�aximoda atividade s��smica durante o per��odo de funcionamento da esta�c~ao.1.2.1 Aquisi�c~ao de DadosA rede de esta�c~oes digitais, composta por sete esta�c~oes, operou na regi~ao por umper��odo de cinco meses. Cada esta�c~ao sismogr�a�ca digital possu��a um sismometro triaxial(componentes vertical (Z), NS e EW) S-3000Q (fabricado pela Sprengnether InstrumentsInc.), com um registrador tipo REFTEK (fabricado pela Refraction Tecnology, Inc. ). Afreq�uencia natural do sismometro �e de 1 Hz e sua constante de transdu�c~ao �e 282,8 Volt/m/s.O registrador digitaliza os sinais em 16 bits e a freq�uencia de amostragem utilizadas foi de5
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
40 23’ 51" W
40 23’ 51" W
3 14’ 38" S 3 14’ 38" S
3 13’ 17" S 3 13’ 17" S
3 11’ 56" S 3 11’ 56" S
3 10’ 35" S 3 10’ 35" S
Serrota SN03
SN08
SN02
SN05SN5A
Panacui
SN04
SN07SN01
SN06
1 km
AcudeTucunduba
40026
’33
’’W40
027
’54
’’W 40
025
’12
’’W 40
023
’51
’’W
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W 40
023
’51
’’W
3010
’35
’’S
3011
’56
’’S
3013
’17
’’S
3010
’35
’’S
3011
’56
’’S
3013
’17
’’S
3014
’38
’’S 3
014
’38
’’SFigura 1-3: Esta�c~oes sismogr�a�cas instaladas pela UFRN (1997) em torno do a�cudeTucunduba. Os quadrados indicam as localidades maiores pr�oximas ao a�cude e as linhasque interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhas tracejadas indicam falhasinferidas (DNPM, 1973). Os triangulos indicam as esta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos.
6
Figura 1-4: Distribui�c~ao do n�umero de sismos registrados por dia (ns), registrado pela aesta�c~ao anal�ogica SN1A, no per��odo de 11/06/97 a 14/08/98.7
500 amostras por segundo. De hora em hora, era feita autom�aticamente a compara�c~ao entreo rel�ogio interno e o GPS acoplado ao registrador e a posi�c~ao dada pelo GPS era gravada.Quando ocorria diferen�ca maior que 0,001 s, automaticamente os tempos eram corrigidos.A esta�c~ao anal�ogica SN1A, com registro em papel enfuma�cado, composta por sismometroWillmore MK3FS, componente vertical, 1 Hz e sism�ografo MEQ-800, velocidade de registrode 120 mm/min, operou, no mesmo local da esta�c~ao digital SN01, no per��odo de 11/06/97 a14/08/98. Esta esta�c~ao foi utilizada na estat��stica dos sismos e para a obten�c~ao da magnitudecom a dura�c~ao, utilizando as f�ormulas desenvolvidas por Blum & Assump�c~ao (1990), vistoque ela operou nas mesmas condi�c~oes da esta�c~ao de Palhano-CE, em 1988.A coleta de dados e manuten�c~ao das esta�c~oes foi realizada quizenalmente por EduardoAlexandre de Menezes, t�ecnico da UFRN. Para as esta�c~oes digitais, a coleta foi realizadacom um computador port�atil (notebook ) que recebeu os dados atrav�es do programa fornecidopela REFTEK. As coordenadas das esta�c~oes foram determinadas por uma m�edia da posi�c~oesefetuadas pelo GPS durante o per��odo de opera�c~ao.1.2.2 An�alise de dadosAp�os a coleta em campo, os dados digitais passaram por duas etapas, antes de suaan�alise e leitura, no Laborat�orio Sismol�ogico da UFRN, em Natal. Na primeira etapa, osdados brutos foram transferidos, pelo t�ecnico, do notebook para um microcomputador, tipoPC. Na segunda etapa, era feita a separa�c~ao entre sismos e ru��dos, utilizando-se programaselaborados pelo Bolsista-CNPq �Edipo Fernandes de Melo.A leitura das chegadas e das polaridades das ondas P e S foi realizada utilizando-se oprograma PCSUDS (Ban�ll, 1996). O erro de leitura na chegada das ondas foi estimadoem � 0,001 s para as ondas P e S impulsivas. Erros maiores, no caso da onda P ocorremdevido �a rela�c~ao sinal/ru��do e, no caso da onda S, devido principalmente �a di�culdade deintepreta�c~ao do ��nicio da onda (ocasionada pela chegada, num tempo muito pr�oximo, deoutras fases). A cada chegada de onda P e S foi atribu��do um fator de qualidade que varia8
de zero (�otima qualidade) a quatro (p�essima qualidade). Este fator �e utilizado como pesopelo programa HYPO71 (Lee & Lahr, 1975), na determina�c~ao dos hipocentros.Na leitura dos dados para a determina�c~ao do mecanismo focal (por meio do programaFOCMEC, Snoke, 1984), foi utilizado o programa SAC2 (Tarpley & Tull, 1991). Esteprograma tamb�em foi usado, paralelamente com o programa PITSA3 (Scherbaum& Johnson,1993), para a an�alise de anisotropia.1.3 Geologia regionalA regi~ao da atividade s��smica no A�cude Tucunduba, objeto deste estudo, est�a inserida naFaixa Noroeste do Cear�a (FNC; Jardim de S�a, 1994), que corresponde �a Faixa M�edio Corea�ude Brito Neves (1975 e 1978), pertencente, no contexto geol�ogica-geotectonico regional, �aProv��ncia Borborema (designada PB, Almeida et al., 1981; Fig. 1-5).A FNC (Fig. 1-6) �e caracterizada por um sistema de zonas de cisalhamento,neoproteroz�oicas, de dire�c~ao NE-SW, destacando-se a falha Sobral-Pedro II. A FNC ocupauma posi�c~ao de destaque na formula�c~ao de um modelo geodinamico para Orogenese doBrasiliano na PB, no que diz respeito �a correla�c~ao com os grandes tra�cos da cadeia pan-africana na �Africa ocidental (Jardim de S�a, 1994). Na FNC destigue-se uma sucess~aoalternada de altos e baixos (Costa et al., 1973): o horst de Granja, o graben Martin�opole, ohorst Tucunduba, o graben Bambu��-Jaibaras e a plataforma de Sobral, esta fora do dom��nioda FNC (Fig. 1-7).As zonas de transcorrencias e empurr~oes obl��quos a oram na delimita�c~ao dos principaisblocos estruturais. Conquanto seja n��tido que a implanta�c~ao das fossas mol�assicas (GrupoJaibaras) foi feita sobre um terreno j�a recortado por estruturas tangenciais e transcorrentes,subsiste forte contencioso sobre as rela�c~oes estratigr�a�cas entre as unidades mais antigas(forma�c~ao supracrustais e conjuntos gn�aissico-migmat��ticos) e a cronologia das deforma�c~oes2Seismic Analysis Code3Programmable Interactive Toolbox for Sismological Analysis9
Figura 1-5: Mapa geol�ogico da prov��ncia Borborema. As linhas s~ao as zonas de cisalhamentopresentes na regi~ao, conforme Jardim de S�a, 1994.10
Figura 1-6: Esbo�co tectonico da Faixa Noroeste do Cear�a (Jardim de S�a, 1994).11
Figura 1-7: Sucess~ao de horsts e grabens na FNC (Costa et al., 1973)presentes nas mesmas (Jardim de S�a, 1994).A continuidade das pesquisas na FNC melhoraram a de�ni�c~ao da constitui�c~ao litol�ogicae caracteriza�c~ao das estruturas impressas. No entanto, a regi~ao comporta ainda in�umerosproblemas e de�ciencias no conhecimento, gerando controv�ersia.A FNC �e delimitada pelo lineamento Sobral-Pedro II, o segmento exposto da faixamilon��tica com extens~ao superior a 3500 km correlacionada desde a �Africa at�e a regi~ao centraldo Brasil (Jardim de S�a, 1994), o chamado lineamento transbrasiliano (Caby, 1989; Caby etal., 1991). A extens~ao desse lineamento implicaria em um rejeito substancial (transcorrentedextral), di�cultando a correla�c~ao entre as unidades lito-tectonicas de cada lado da zonamilon��tica.Nas regi~oes de Granja e Senador S�a (Fig. 1-6), a oram rochas gn�aissicas migmatizadas12
e migmatitos. Recentes data�c~oes (Gaudette et al., 1993; Abreu & Lafon, 1991) indicamuma idade paleoproteroz�oica para essas rochas e seu metamor�smo de alto grau, tamb�emcaracterizado em rochas migmat��ticas a SE do lineamento Sobral-Pedro II (Goreyeb et al.,1991). Na regi~ao de Vi�cosa (Fig. 1-6), Hackspacher et al. (1991) reportaram uma idadeisocronica arqueana nesse tipo de litologia(Abreu et al., 1988; Jardim de S�a, 1994).Nos grupos Martin�opole e S~ao Joaquim (Fig. 1-6) predominam conjuntos de rochassupracrustais (quartzitos, xisto rochas c�alcio-silic�aticas, milonitos, �lonitos e rochas meta-vulcanicas), segundo Prado et al.(1981). As rochas preenchem o Graben Martin�opole.Ainda nesta �area, surge de um modo limitado rochas metasedimentares do sistema Ubajara-Jaibaras. Esses conjuntos exibem deforma�c~ao polif�asica e metamor�smo variando do f�aciesxisto verde ao f�acies an�bolito, com cianita e sillimanita, sendo as estruturas mais recentescorrelacion�aveis �a movimenta�c~ao dos cisalhamentos transcorrentes (ou empurr~oes obl��quos)dextrais.O lineamento Sobral-Pedro II exerceu forte controle na disposi�c~ao das molassas brasi-lianas, relativamente bem preservadas nesta regi~ao. O Grupo Jaibaras �e composto por rochassedimentares e vulcanicas, tole��ticas e alcalinas, que ocupam o graben principal paralelo�a zona de cisalhamento. O Grupo Ubajara �e constitu��do, na base, por metassedimentosdetr��ticos �nos, seguido de um pacote carbon�atico, culminando com outra seq�uencia detr��tica�na (Abreu et al., 1988). Os sedimentos s~ao posteriores aos milonitos transcorrentes docitado lineamento; o desenvolvimento do graben parece envolver reativa�c~oes fr�ageis ou semi-fr�ageis, tanto em regime transcorrente (indicada por dobras obl��quas e escalonadas, estriashorizontais), como extensional ou transtracional (sedimentos mergulhando contra a falha daborda SE).As rochas presentes relacionadas ao enchimentos dos grabens superpostos Ubajara-Jaibaras, preservam de forma comum as suas estruturas prim�arias devido �a baixa intensidadedos processos metamorfo-deformacionais (Abreu et al., 1988).Os granitos de Meruoca e Mucambo foram igualmente controlados por esse lineamento. O13
granito de Meruoca tem a�nidade alcalina, possuindo um posicionamento mais raso e tardioem rela�c~ao ao outro granito e um enxame de diques �acidos subalcalinos vizinhos (Jardim deS�a, 1994).Faixas ou bandas de cisalhamento cortam emmuitos locais as folia�c~oes (ou bandamentos)das rochas, de natureza d�uctil ou fr�agil-d�uctil (Abreu et al., 1988).As faixas d�ucteis imprimem deforma�c~oes e deslocamentos diferencias em suas paredes,podendo isolar, em alguns casos, por�c~oes da folia�c~ao original. Duas dire�c~oes preferen-ciais, podem ser assinaladas. Uma delas (dextral), sub-paralela �a folia�c~ao geral da�area, estatisticamente mais freq�uente, orienta-se em torno de N50� � 70�E, enquanto aoutra (sinistral), orienta-se em torno de N10� � 30�E. Trata-se, em ambos os casos, defei�c~oes planares a curvi-planares de alto valor de mergulho sub-verticalizados. Nestasfaixas, se observam importantes transforma�c~oes mineral�ogicas indicativas de processosde desestabiliza�c~ao das assembl�eias pret�eritas. Nessa situa�c~ao, se encaixam zonas decisalhamento de dimens~oes consider�aveis (lineamento Sobral, Santa Rosa e de Granja,segundo Abreu et al., 1988).A zonas de falhas fr�ageis-d�ucteis e fr�ageis, tamb�em s~ao bastante comuns na regi~ao, eaparentemente n~ao fogem, em termos da orienta�c~ao, daquelas estabelecidas para as zonasd�ucteis (Abreu et al., 1988).1.4 ObjetivosOs objetivos desta disserta�c~ao s~ao:1. Analisar os dados digitais que foram coletados no per��odo de junho a novembro de1997, determinando os hipocentros dos sismos.2. Determina�c~ao do mecanismo focal, utilizando tres t�ecnicas distintas.3. Fazer um estudo da divis~ao da onda S (Anisotropia).4. Veri�car uma poss��vel correla�c~ao entre a sismicidade e fei�c~oes geol�ogicas.14
Cap��tulo 2Determina�c~ao de hipocentros2.1 Introdu�c~aoOs hipocentros foram determinados com o programa HYPO71 (Lee & Lahr, 1975). Devidoao pequeno n�umeros de esta�c~oes utilizadas (sete), quase todas instaladas sobre a oramentosdo embasamento Pr�e-Cambriano (exceto a esta�c~ao SN03), o modelo de velocidades utilizadofoi o de semi-espa�co, que tem produzido bons resultados quando aplicado a diversas regi~oesdo NE (Ferreira et al., 1987, 1995, 1998; Nascimento, 1997).Tal modelo necessita de dois parametros: a velocidade da onda P (Vp) e a raz~ao k= Vp/Vs, entre as velocidades das ondas P e S. Os parametros do modelo foram obtidosvariando-se a velocidade e a raz~ao entre os valores 5,0 e 6,4 km/s e 1,6 e 1,74, para Vp e k,respectivamente.2.2 M�etodo Geiger de determina�c~ao hipocentral e oprograma HYPO71Para a determina�c~ao de hipocentros, o programa HYPO71 utiliza o m�etodo de Geiger, atrav�esde aproxima�c~oes sucessivas, partindo dos tempos de chegadas em cada esta�c~ao Ti, de um15
dado modelo de velocidades e de uma solu�c~ao tentativa inicial (x0,y0,z0, t0; Sophia,1989).A partir do hipocentro e da hora de origem, iniciais, e do modelo de velocidades, dada aposi�c~ao da i-�esima esta�c~ao (xi,yi,zi) �e poss��vel calcular a hora de chegada na esta�c~ao ti.ti = ti(x0; y0; z0; t0; xi; yi; zi) (2.1)O res��duo temporal da i-�esima esta�c~ao �e dado por:ri = Ti � ti (2.2)Relocando o hipocentro inicial atrav�es das quantidades �x, �y, �z e �t, para reduziros res��duos ri (Sophia, 1989), teremos:r�i = Ti � t�i (x0 +�x; y0 +�y; z0 +�x; t0+�t; xi; yi; zi) (2.3)Onde r�i �e o novo res��duo, ap�os a reloca�c~ao do hipocentro.Se os res��duos forem pequenos podemos considerar apenas os termos de primeira ordemna expans~ao em s�erie de Taylor da equa�c~ao 2.1. Assim:t� = ti + @ti@x0�x+ @ti@y0�y + @ti@z0�z (2.4)Para nosso caso, o modelo de semi-espa�co, ti �e dado por:ti = t0 + d0� (2.5)Onde to �e a origem do epicentro preliminar, � �e a velocidade da onda e do �e a distanciado hipocentro preliminar �a i-�esima esta�c~ao:do = q(xo � xi)2 + (yo � yi)2 + (zo � zi)2 (2.6)Substituindo o valor de do, na equa�c~ao 2.4, teremos:16
t� = ti + x0 � xid0� �x+ y0 � yid0� �y + z0 � zid0� �z +�t (2.7)Usando t� em 2.3:r�i = ri � (x0 � xid0� �x+ y0 � yid0� �y + z0 � zid0� �z +�t) (2.8)Deixando na forma matricial: R�i = Ri �A:Y (2.9)Que pode ser escrita na forma:Y = (At:A)�1At(Ri �R�i ) (2.10)Onde:A = 0BBBBBBB@ x0�x1d0� y0�y1d0� z0�z1d0� 1x0�x2d0� y0�y2d0� z0�z2d0� 1::: ::: ::: :::x0�xid0� y0�yid0� z0�zid0� 1 1CCCCCCCA (2.11)e17
Y = 0BBBBBBB@�x�y�z�t 1CCCCCCCA (2.12)Assim, para N esta�c~oes, teremos N equa�c~oes, onde as inc�ognitas s~ao as corre�c~oes �x, �y,�z, �t e a equa�c~ao 2.10 �e resolvida iterativamente at�e o que algum crit�erio de convergenciaseja satisfeito.Alguns problemas relacionado ao m�etodo de Geiger, foram analisados por Sophia (1989):- O m�etodo considera todos os dados como tendo a mesma qualidade, o que nem sempre�e verdade. De fato, a qualidade do registro varia de esta�c~ao para esta�c~ao por fatores que v~aodesde raz~ao sinal/ru��do, diferente em cada esta�c~ao, tamanho do evento, distancia �a fonte,primeira chegada impulsiva ou emergente, etc.. N~ao �e um problema grave, mas que tem sidoresolvido atribuido-se pesos aos dados.- A matriz A pode as vezes estar mal-condicionada e isso faz com que, a invers~ao falhe,tornando a solu�c~ao num�erica imposs��vel. Geralmente isto acontece quando o evento est�afora e longe da rede de esta�c~oes ou quando �e raso, ou seja, profundidade muito menor que adistancia da esta�c~ao mais pr�oxima.- O m�etodo considera o modelo de velocidades perfeito e que as �unicas fontes de erross~ao estat��sticas. Erros tamb�em podem ser causados por varia�c~oes laterais nas estruturasge�ologicas.Estes problemas foram contornados pelo programa HYPO71, utilizando alguns artif��cios:- O programa incorpora os tempos de chegada da onda S (de uma ou mais esta�c~oes onde aonda P �e dispon��vel). De acordo com Buland (1976), esse procedimento melhora a qualidadeda localiza�c~ao do evento. Esta incorpora�c~ao pode ser vista como a adi�c~ao de diferentestermos nas colunas da matriz A (Nascimento, 1997).- O HYPO71 trabalha com a t�ecnica de regress~ao m�ultipla stepwise. Esta t�ecnica utiliza�a cada passo da itera�c~ao uma an�alise estat��stica que veri�ca a raz~ao da variancia, atrav�es do18
teste F, de modo que preserva somente os parametros que n~ao variam signi�cativamentea cada itera�c~ao. Caso o valor de F deste parametro exceda um certo valor cr��ticoFc, o parametro �e preservado; se F �e menor que Fc, o parametro deixa a regress~ao,diminuindo assim, a ordem da matriz a ser invertida e sua instabilidade (Nascimento,1997). Sophia(1989) realizou uma an�alise extensiva do efeito de diferentes valores de Fcna determina�c~ao hipocentral de eventos locais e chegou a conclus~ao que o valor Fc = 0sempre converge para um m��nimo, enquanto a regress~ao m�ultipla stepwise p�ara antes de seatingir o m��nimo.- E a �ultima, �e que o HYPO71 pode atribuir peso �as observa�c~oes.2.3 Modelo de VelocidadesO modelo de crosta utilizado neste trabalho, considera que a mesma �e representada porum semi-espa�co in�nito, homogeneo e isotr�opico. Este modelo �e aceit�avel, j�a que a regi~aos��smica se encontra no embasamento Pr�e-Cambriano, logo constitu��da de rochas consolidadase de baixa atenua�c~ao. Em geral, isso acarreta, nos sismogramas, as chegadas das ondas P eS bem de�nidas (Fig 2-1 e sismogramas no Apendice A).Como mencionado anteriormente, para a determina�c~ao hipocentral, o HYPO71 (Lee &Lahr, 1975) utiliza dois parametros: a velocidade da onda P (Vp) e a raz~ao entre as velocidadedas ondas P e S (Vp/ Vs).Para estabelecermos um modelo de velocidades partimos dos 46 eventos registrados empelo menos seis esta�c~oes. Para esse conjunto, foram descartadas as leituras discrepantes(acima de dois desvios padr~ao) em rela�c~ao �a reta do diagrama Wadati, para o conjunto totalde dados. Isso foi feito sucessivamente. Finalmente, obtivemos um conjunto de 41 eventosregistrados no m��nimos por cinco esta�c~oes, sendo poss��vel ler as chegadas de P e S em todaselas.Considerando a raz~ao Vp/ Vs constante, isto �e, n~ao varia nem lateralmente, nem com aprofundidade e nem com o tempo, calculamos os parametros hipocentrais e os respectivos19
Figura 2-1: Sismograma com polaridade clara da onda P e S. Resultado obtido na esta�c~aoSN07 (sobre a oramento cristalino pr�e-cambriano) no dia 09/12/97, �as 05h 51 min.erros (rms1, erh2 e erz3), para os 41 eventos, utilizando o programa HYPO71. Isso foi feitovariando a velocidade Vp de 5,0 km/s a 6,4 km/s, e a raz~ao Vp/ Vsde 1,60 a 1,74.O melhor modelo de velocidades foi escolhido entre os que sastifaziam a condi�c~ao:-RMS4 � 0,01 s; ERH5 � 0,1 km; ERZ6 � 0,1 km.Os modelos que satisfazem o crit�erio estabelecido acima, est~ao na tabela 2.1.Como a regi~ao se encontra no embasamento Pr�e-Cambriano, com rochas gn�aissicas e1erro m�edio quadr�atico2erro m�edio horizontal3erro m�edio vertical4m�edia do erro quadr�atico m�edio dos 41 eventos5m�edia do erro horizontal m�edio, dos 41 eventos6m�edia do erro vertical m�edio, dos 41 eventos 20
Vp=Vs Vp N1 RMS ERH ERZ N01,6 5,4 39 0,009 0,074 0,059 101,62 5,5 39 0,009 0,077 0,051 91,62 5,6 37 0,009 0,07 0,046 111,64 5,65 38 0,009 0,071 0,042 111,66 5,75 38 0,009 0,071 0,039 111,67 5,85 38 0,009 0,068 0,039 121,68 5,9 38 0,009 0,068 0,037 121,69 5,95 38 0,009 0,068 0,034 121,7 6,1 37 0,009 0,065 0,035 131,72 6,25 37 0,009 0,065 0,038 131,74 6,35 37 0,009 0,065 0,038 13Tabela 2.1: Modelos de velocidades dentro das condi�c~oes: RMS � 0,01 s , ERH � 0,1 kme ERZ � 0,1 km. N1 �e o n�umero de eventos com rms � 0.01 s e N0 �e o n�umero de eventoscom o rms=0. Onde o modelo escolhido est�a entre linhas.gran��ticas, Vp pode variar, em diferentes partes do mundo, entre 5; 06 a 6; 4km=s e 5; 05 a6; 32km=s, respectivamente (Charmichael, 1982). Os valores de Vp na tabela 2.1 est~ao dentrodesta faixa.Para escolher o melhor modelo foram necess�arios crit�erios adicionais. Os crit�eriosadicionais utilizados foram: m�axima quantidade de eventos com rms � 0,01 (N1) e com rms= 0 (N0); pequenos erros ERV e ERH; proximidade do valor de Vp=Vs da posi�c~ao central(1,67). Como apresentado na Tab. 2.1, o modelo que corresponde a esses novos crit�erios �e omodelo com Vp/ Vs = 1,69 e Vp= 5,95 km/s, onde 38 eventos com RMS � 0,01 e 12 eventoscom RMS igual a zero. Este modelo foi utilizado em todos c�alculos subseq�uentes.2.4 Determina�c~ao HipocentralAs coordenadas das esta�c~ao utilizadas na determina�c~ao hipocentral est~ao na tabela 2.2 erepresentadas na Fig. 2-2. Com exce�c~ao da esta�c~ao SN03, as demais esta�c~oes foram instaladassobre a oramentos gran��tico-gn�aissicos do embasamento, possibilitando, nos sismogramas, as21
Esta�c~ao Latitude LongitudeSN01 3�13; 050S 40�27; 200W GPSSN02 3�11; 310S 40�25; 270W GPSSN03 3�10; 920S 40�27; 070W GPSSN04 3�14; 140S 40�24; 150W GPSSN05 3�12; 330S 40�24; 820W GPSSN5a 3�12; 350S 40�25; 090W GPSSN06 3�11; 820S 40�26; 810W GPSSN07 3�13; 240S 40�25; 930W GPSSN08 3�10; 750S 40�25; 910W GPSSN09 3�10; 760S 40�26; 030W GPSTabela 2.2: Coordenadas das esta�c~oes sismogr�a�cas digitais, determinadas por GPS.chegadas das ondas P e S bem de�nidas. As esta�c~oes SN03, SN04, e SN05 come�caram aoperar no dia 18/06/97 (a esta�c~ao SN04 operou por apenas um dia). As demais esta�c~oes(exceto SN5A e SN09) foram instaladas no dia seguinte. A esta�c~ao SN08 foi transferida delocal (para SN09) no dia 20/08/97 e a SN05 (para SN5A) no dia 18/09/97.Todas as determina�c~oes hipocentrais foram realizados com o programa HYPO71 (Lee &Lahr, 1975), usando o modelo de semi-espa�co com os parametros Vp = 5; 95 km/s e VpVs =1; 69, determinados na se�c~ao anterior.Foram lidos os sismogramas dos todos sismos registrados em pelo menos quatro esta�c~oesda rede, no total de 160 eventos. Os hipocentros destes eventos encontram-se no apendice Ae s~ao mostrado na �gura 2-3.A zona de atividade s��smica se encontra abaixo da �area do reservat�orio, aproximadamente2 km a leste da localidade de Serrota, com profundidade variando de 4,53 a 5,16 km, comuma extens~ao aproximada de 1 km, considerando todos os dados lidos. Como se pode notarno apendice A, os eventos tem, em sua quase totalidade, rms � 0,01 s, erh � 0,1 km e erz� 0,1 km, constituindo um conjunto de hipocentros bem determinados. Isso deve-se ao fatodas esta�c~oes utilizadas serem digitais, com uma taxa de amostragem de 500 amostras porsegundo, colocadas sobre a oramentos do embasamento do Pr�e-Cambriano (exceto a esta�c~ao22
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
40 23’ 51" W
40 23’ 51" W
3 14’ 38" S 3 14’ 38" S
3 13’ 17" S 3 13’ 17" S
3 11’ 56" S 3 11’ 56" S
3 10’ 35" S 3 10’ 35" S
Serrota SN03
SN08
SN02
SN05SN5A
Panacui
SN04
SN07SN01
SN06
1 km
AcudeTucunduba
40026
’33
’’W40
027
’54
’’W 40
025
’12
’’W 40
023
’51
’’W
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W 40
023
’51
’’W
3010
’35
’’S
3011
’56
’’S
3013
’17
’’S
3010
’35
’’S
3011
’56
’’S
3013
’17
’’S
3014
’38
’’S 3
014
’38
’’SFigura 2-2: Esta�c~oes sismogr�a�cas instaladas pela UFRN (1997) em torno do a�cudeTucunduba. Os quadrados indicam as localidades maiores pr�oximas ao a�cude e as linhasque interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhas tracejadas indicam falhasinferidas (DNPM, 1973). Os triangulos indicam as esta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos.SN03). Al�em disso, foi utilizada uma rede fechada, com duas esta�c~oes bem pr�oximas da �areaepicentral (SN02 e SN09; Fig. 2-3).Como ocorreram modi�ca�c~oes no arranjo da rede (foram utilizadas tres con�gura�c~oesdistintas), isso, em geral, acarreta localiza�c~oes diferentes para ummesmo hipocentro, quandocalculado em redes distintas.Para se ter maior con�abilidade, quando desejamos determinar o poss��vel plano de falha,a partir dos hipocentros, precisamos de eventos registrados pelo maior n�umero de esta�c~oes,garantindo que todos os eventos foram registrados por todas esta�c~oes e lidas as mesmas23
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
3 14’ 13" S 3 14’ 13" S
3 12’ 52" S 3 12’ 52" S
3 11’ 31" S 3 11’ 31" S
3 10’ 10" S 3 10’ 10" S
SerrotaSN03
SN09
SN02
SN05
PanacuiSN07
SN01
SN06
1 km
40027
’54
’’W
3010
’10
’’S
40025
’12
’’W
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’S
40026
’33
’’W
3010
’10
’’S
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’SFigura 2-3: Mapa dos epicentros dos 160 eventos lidos. Os c��rculos vermelhos (erh = 0) epretos representam os epicentros. Os triangulos representam as esta�c~oes sismogr�a�ca, comseus c�odigos. Os quadrados e as linhas tem o mesmo signi�cado que na Fig 2-2.
24
fases. Atendendo a estas condi�c~oes existe, dentre os dados coletados, um conjunto de 16sismos registrados na mesmas seis esta�c~oes (SN01, SN02, SN05, SN06, SN07 e SN09). Esses16 eventos (Tab. 2.3) apresentaram todos qualidade A, com rms � 0,01, em sua maioriacom erh = 0,0 e quase todos com erz = 0,0. Esses epicentros s~ao mostrados na �gura 2-4.Os hipocentros est~ao distribuidos numa regi~ao de extens~ao da ordem de 300 metros, comprofundidade variando de 4,68 a 4,87 km (Fig. 2-5).A partir destes dados, foram determinados a dire�c~ao do plano de falha e o mergulho, pelom�etodo dos m��nimos quadrados, utilizando o programa PLAN (Sophia, 1989). O azimuteobtido foi 60� e o mergulho 88�. As proje�c~oes dos hipocentros dos eventos utilizados noc�alculo, em planos paralelo e perpendicular ao plano de falha s~ao mostradas na �gura 2-5.Os erros m�aximos verticais e horizontais, determinados pelo HYPO71, para esse conjuntode dados foram 0,1 km, enquanto a extens~ao da zona ativa �e de 0,3 km e a varia�c~aoem pronfundidade �e de 0,2 km. Nestas condi�c~oes, em que os hipocentros est~ao muitoconcentrados, �e imposs��vel determinar, com certa con�abilidade, a dire�c~ao da falha e omergulho da mesma.
25
DATA H-origem LAT S LONG O PROF. NO DMIN rms erh erz QM970904 2052 47.87 3-11.63 40-25.79 4.87 12 1.1 0.01 0.0 0.0 A1970905 0113 50.93 3-11.64 40-25.81 4.81 12 1.2 0.01 0.1 0.1 A1970905 0114 02.56 3-11.63 40-25.78 4.80 12 1.1 0.01 0.0 0.0 A1970909 0427 55.67 3-11.70 40-25.88 4.78 12 1.3 0.00 0.0 0.0 A1970911 2146 59.60 3-11.66 40-25.88 4.70 12 1.3 0.01 0.0 0.0 A1970912 0517 31.43 3-11.66 40-25.87 4.74 12 1.3 0.01 0.1 0.0 A1970912 0517 59.47 3-11.64 40-25.84 4.79 12 1.2 0.01 0.0 0.0 A1970912 0518 09.73 3-11.66 40-25.86 4.70 12 1.3 0.01 0.1 0.0 A1970912 0519 30.63 3-11.68 40-25.88 4.70 12 1.3 0.01 0.0 0.0 A1970912 0519 40.12 3-11.67 40-25.81 4.78 12 1.2 0.01 0.1 0.0 A1970912 0519 55.12 3-11.69 40-25.86 4.71 12 1.3 0.01 0.1 0.0 A1970912 0523 55.15 3-11.68 40-25.87 4.68 12 1.3 0.01 0.0 0.0 A1970912 0536 47.90 3-11.64 40-25.81 4.76 12 1.2 0.01 0.0 0.0 A1970912 0548 26.82 3-11.65 40-25.80 4.74 12 1.2 0.01 0.1 0.0 A1970912 0551 04.71 3-11.65 40-25.84 4.79 12 1.2 0.01 0.0 0.0 A1970912 0843 28.86 3-11.68 40-25.85 4.73 12 1.3 0.01 0.1 0.0 A1Tabela 2.3: Eventos registrados na mesmas seis esta�c~oes (SN01, SN02, SN04, SN05, SN06,SN07 e SN09). Onde H-origem (hora de origem no formato hora, minuto segundo.d�ecimode segundo), PROF. (profundidade hipocentral - km), N0 (n�umero de observa�c~oes), DMIN(distancia entre o hipocentro e a esta�c~ao mais pr�oxima - km) e QM (fator de qualidade).26
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
3 14’ 13" S 3 14’ 13" S
3 12’ 52" S 3 12’ 52" S
3 11’ 31" S 3 11’ 31" S
3 10’ 10" S 3 10’ 10" S1 km
Serrota
SN09
SN02
SN05
PanacuiSN07
SN01
SN06
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
40027
’54
’’W
3010
’10
’’S
40026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’S
3010
’10
’’S
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’SFigura 2-4: Mapa dos epicentros dos 16 eventos da Tab 2.3.Os c��rculos pretos indicam oseventos com erh = 0,1 km, Os c��rculos vermelhos indicam os eventos com erh = 0,0 km e osdemais s��mbolos de acordo com a �g 2-2.
27
40 25’ 59" W 40 25’ 51" W 40 25’ 43" W3 11’ 49" S
3 11’ 41" S
3 11’ 33" S
Mapa epicentral
0,1 Km
3011
’33
’’S
3011
’41
’’S
3011
’49
’’S40
025
’59
’’W 40
025
’51
’’W 40
025
’43
’’W
−0.05 0.05 0.15 0.25 0.35 0.45distancia em relacao ao ponto X0 = 40
025’54’’W e Y0 =3
011’41’’S(km)
−5
−4.9
−4.8
−4.7
−4.6
−4.5
prof
undi
dade
(km
)
Proj. perpendicular ao plano de falha
SSENNW
0,1 Km
−0.05 0.05 0.15 0.25 0.35 0.45Distancia em relacao ao ponto X0 =45
025’54’’W e Y0 =3
011’41’’S(km)
−5
−4.9
−4.8
−4.7
−4.6
−4.5
pro
fun
did
ad
e (
km)
Proj. paralelo ao plano de falha
0,1 km
ENEWSWFigura 2-5: Mapa detalhado dos hipocentros da �gura 2-4, com suas proje�c~oes em planosperpendicular e paralelo ao plano de falha determinado pelo m�etodo dos m��nimos quadradospara esses eventos. C��rculos vermelhos e pretos, conforme a �gura 2-4.28
Cap��tulo 3Determina�c~ao de Mecanismos Focais3.1 Introdu�c~aoSismo, abalo s��smico, terremoto, evento s��smico s~ao nomes dados ao fenomeno objetodeste estudo. O sismo �e caracterizado por deslocamento (ruptura) de uma certa por�c~ao deuma falha. Cada lado da �area da ruptura vai se deslocar com rela�c~ao ao outro lado, nummovimento paralelo ao plano da falha.Um mecanismo simples de um sismo �e apresentado na Fig. 3-1, que ilustra umavis~ao de um movimento puramente horizontal sobre uma falha vertical FF� (movimentotranscorrente) com o foco super�cial. As pequenas setas representam o movimento relativodos dois lados da falha. Se tra�carmos pelo foco um plano AA'(plano auxiliar) perpendiculara FF', o espa�co �ca dividido em quatro quadrantes. Se colocarmos uma esta�c~ao (componentevertical) nos quadrantes AF ou A'F', o primeiro movimento da esta�c~ao ser�a de empurr~ao(primeira chegada para cima) e nos quadrantes A'F e AF' ser�a de pux~ao (primeira chegadapara baixo). P e T indicam as dire�c~oes dos esfor�cos compressional (eixo-P) e tracional (eixo-T) respons�avel pelo movimento da falha, em condi�c~oes ideais. A interse�c~ao dos planos AA�e FF�, denominados de planos nodais, �e indicada por B (eixo nulo).As vibra�c~oes s��smica liberadas, ou seja, irradiadas, mais utilizadas para o estudo de29
Figura 3-1: Representa�c~ao de um sismo trancorrente sobre uma falha vertical FF', onde assetas cinzas representam o movimento relativo dos dois lados da falha, e as setas pretasrepresentam, o eixo de compress~ao (em dire�c~ao ao foco-P) e o eixo de tra�c~ao (afastando dofoco-T). AA' �e o plano auxiliar e B �e a interse�c~ao dos planos nodais.mecanismo focal s~ao as ondas P (longitudinais) e ondas S (transversais). Os padr~oes deirradia�c~ao das ondas P e S, dependem dos parametros do falhamento (dire�c~ao, mergulho edire�c~ao do movimento) e do modelo de for�cas atuantes no foco. O modelos mais comun �ebin�ario duplo sem momento (Honda, 1957).O mecanismo focal tem como objetivo descrever de que forma ocorre o sismo,possibilitando a determina�c~ao dos planos nodais, a dire�c~ao dos eixos P e T, e a dire�c~aodo movimento, caso conhecido o plano de falha. Existem v�arias t�ecnicas para determina�c~aodo mecanismo focal. Neste trabalho foram utilizadas as seguintes t�ecnicas: a que utiliza oprimeiro movimento da onda P; a que utiliza a polariza�c~ao da onda S e �nalmente a queaplica a rela�c~ao entre as amplitudes das ondas P e S.30
Figura 3-2: Esfera focal: a) corte transversal do globo, mostrando a esfera focal e osquadrantes de dilata�c~ao (cinza) e de compress~ao (branco), sendo E o epicentro, S o localda esta�c~ao, � a distancia epicentral e i o angulo de sa��da do raio s��smico; b) Proje�c~ao do ra��os��smico, utilizando-se a rede Schmidt, hemisf�erio inferior.3.2 Determina�c~ao atrav�es do primeiro movimento daonda P.O movimento de uma falha pode ser representada em uma rede de proje�c~ao (rede Wul�,ou rede de Schmidt de �area igual). A proje�c~ao mais utilizada em sismologia atualmente �ena rede de Schmidt, considerando somente o hemisf�erio inferior da esfera focal. Nessa redeum ponto da esfera (Fig. 3-2) �e projetado no plano horizontal, de modo que a distancia aofoco �e dada por: r = p2Rsen(i=2) (3.1)Um plano de falha e seu plano auxiliar s~ao representados na rede Schmidt conforme a�gura 3-3. 31
Figura 3-3: Movimento de falha: (a) Representa�c~ao esquem�atica, onde � �e o azimute dafalha (strike ), � �e o angulo de mergulho e � �e o angulo de caimento (rake) e AB �e o vetordeslizamento (slip vetor). (b) Representa�c~ao estereogr�a�ca na rede de Schmidt, onde �, � e� tem o mesmo signi�cado anterior, B �e o eixo nulo, P e T eixos de compress~ao e tra�c~ao eSV �e a representa�c~ao do vetor deslizamento (AB).Nosso problema �e inverso, conhecendo-se o primeiro movimento da onda P nas esta�c~oes,queremos determinar os planos nodais e os eixos P e T. Vimos na Figura 3-1 que o planode falha e plano auxiliar dividem o espa�co em quadrantes, onde em dois deles o primeiromovimento da onda P ser�a para cima ( C ou + ) e nos outros dois, ser�a para baixo ( D ou -). Para se colocar, na rede estereogr�a�ca, a polaridade da onda P registrada por uma dadaesta�c~ao �e necess�ario se conhecer a o azimute (A) da esta�c~ao vista do foco e o angulo de sa��dai do foco para esta�c~ao (Fig. 3-2).Essencialmente, o que os v�arios programas de determina�c~ao de mecanismo focal, a partirdo primeiromovimento da onda P, fazem, �e dividir, de forma adequada, a rede de proje�c~ao emregi~oes de polaridades + e -. Um desses programas, o FPFIT(Reasemberg & Oppenheimer,1985 ) ser�a descutido mais adiante.Solu�c~oes Compostas 32
Para uma boa solu�c~ao do mecanismo focal, utilizando o m�etodo do primeiro movimentoda onda P, precisamos de um grande n�umero de polaridades, bem distribuidas na rede deproje�c~ao. Nem sempre isso �e poss��vel. Nessas circunstancias, recorre-se �a t�ecnica de solu�c~oescompostas em que, para se aumentar as polaridades representadas na rede estereogr�a�casupoe-se que todos os eventos tenham o mesmo mecanismo e possam ser representadosconjuntamente (Ud��as et al., 1985).H�a duas limita�c~oes no uso da determina�c~ao do mecanismo focal composto: a primeira,�e que nem todos os eventos tem, de fato, o mesmo mecanismo; a segunda, �e que se a zonas��smica for muito pequena, as polaridades v~ao praticamente se superpor, n~ao melhorandoem nada a solu�c~ao de mecanismo focal.3.3 Determina�c~ao atrav�es da polariza�c~ao da onda S(raz~ao SV/SH).O estudo de polariza�c~ao da onda S come�cou com a tentativa de diferenciar qual o tipode fonte s��smica (tipo I ou II) era compat��vel com a irradia�c~ao detectada. Posteriormente,isso foi aplicado em solu�c~oes de mecanismo focal, tanto para telesismos, quanto para sismoslocais. Vamos nos ater somente �a discuss~ao da aplica�c~ao a sismos locais.A dire�c~ao de vibra�c~ao da onda S (transversal) tem orienta�c~ao preferencial, isto �e, a ondaS �e plano polarizada. A polariza�c~ao da onda S �e descrita em termos do angulo de polariza�c~ao�, que �e o angulo entre a dire�c~ao de vibra�c~ao da onda S e o plano vertical contendo o raio(Brumbaugh,1979; Fig. 3-4).O angulo de polariza�c~ao, �, da onda S �e de�nida trigonometricamente, pela equa�c~ao:tan� = SHSV (3.2)onde SH e SV representam as componentes de vibra�c~ao da onda S nos plano horizontale vertical, respectivamente. De acordo com Bath (1961), � permanece aproximadamente33
Figura 3-4: Angulo da polariza�c~ao da onda S � e sua rela�c~ao com a dire�c~ao de vibra�c~aoda onda S. SH �e a componente horizontal, SV a componente verticais e i0 �e o angulo deincidencia.constante ao longo do raio s��smico do foco �a esta�c~ao. Se as componentes SH e SV puderemser determinadas pelo movimento do solo na esta�c~ao, elas podem ser usadas para reconstruiro movimento da onda S na regi~ao focal.Os sism�ografos, que est~ao localizados na superf��cie livre da terra, n~ao registram somenteo movimento da onda S, e sim, a resultante do movimento, devido �a onda S incidente e �asondas P e S produzidas por re ex~ao na superf��cie da Terra. Isto causa uma complica�c~ao nadetermina�c~ao do angulo de polariza�c~ao.Para o estudo da polariza�c~ao da onda S, �e necess�ario se conhecer a distancia epicentral(�), o angulo 0 (Fig. 3-5), que �e a proje�c~ao horizontal de �, e o azimute da esta�c~ao emrela�c~ao ao epicentro (�se).O angulo 0 est�a relacionado com o angulo � ( 0 �e o angulo medido do azimute do epicentro�a dire�c~ao de polariza�c~ao, Fig. 3-5) por meio da equa�c~ao (Nuttli & Whitmore, 1962):34
Figura 3-5: Rela�c~ao entre o angulo de polariza�c~ao ( 0) na esta�c~ao sismogr�a�ca e o angulode polariza�c~ao (�) no foco - F , visto na proje�c~ao de � ( h).tan 0 = [cos22i0 + 2q(VsVp )0 � sen2i0seni0sen2i0cosi0cos22i0 + seni0sen2i0cos2i0 ]tan� (3.3)onde VpVs �e a raz~ao entre as velocidades da onda P e da S, pr�oximas �a superf��cie e i0 �eangulo de incidencia na superf��cie.Para utilizar a polariza�c~ao da onda S, devemos levar em conta algumas limita�c~oes, sendoalgumas te�oricas e outras pr�aticas (Stauder & Bolinger, 1964).Uma limita�c~ao importante, �e quanto ao angulo de incidencia (i�). Se i� �e menor que oangulo cr��tico (ic = sen�1 VpVs ), o movimento de part��cula �e linear (Nuttli& Whitmore, 1962),e o angulo de polariza�c~ao pode ser medido utilizando a equa�c~ao 3.2. Se i� �e maior que ic, omovimento de part��cula �e el��ptico e a polariza�c~ao n~ao pode ser aproximada pela equa�c~ao 3.2.35
3.4 Determina�c~ao do mecanismo focal atrav�es da raz~aodas amplitudes das ondas S e P.Na determina�c~ao do mecanismo focal atrav�es da raz~ao das amplitudes das ondas S e P araz~ao da componente vertical SV e P ((SV=P )z) �e a quantidade observada a ser analisada.A raz~ao das amplitudes de (SV=P )0, geradas por um movimento cisalhante pontual, nummeio el�astico in�nito homogeneo, conhecidos os parametros da falha e a dire�c~ao da esta�c~ao,�e dada por (Kisslinger et al., 1982):(SVP )0 = (VpVs )2cotih[2� (cot� � tan�)sen�tanihsenA + 2sen�+ cosec�cos�tanihcosABC +D ] (3.4)B = cos�cosAsenih (3.5)C = �senihsenAsec�+ cosihcosec� (3.6)D = sen�senihcosihsenA(cot� � tan�) + sen�(cos2ih � sen2ihsen2A) (3.7)onde � �e o mergulho, � �e o rake, A �e o azimute da falha e ih �e o angulo de sa��da do foco.A raz~ao das amplitudes SV/P na equa�c~ao 3.4 devem ser convertida para a raz~aode amplitudes verticais destas ondas, como s~ao observadas na superf��cie livre. SegundoKisslinger et al. (1982) isto �e feito utilizando-se a raz~ao (Wp) entre a componente vertical deonda P na superf��cie com a amplitude no interior (Pz=P0) e a raz~ao (Wsv), da componentevertical de SV na superf��cie com amplitude interior (SVz=SV0), obtidas por Gutemberg(1944). Desta forma a raz~ao observada �e dada por:(SVP )z = (SVP )0WsvWp (3.8)Por exemplo, para Vp=VS = 1,732, WSv=Wp varia entre 0,996 e 1,155 para angulo de36
Figura 3-6: a) Varia�c~ao do log(Sv=P )z com o mergulho para dois valores de azimutes deesta�c~oes, de um falhamento transcorrente puro. b) Varia�c~ao do log(Sv=P )z com azimute daesta�c~ao, para o mergulho �xo, de uma falha transcorrente pura. O azimute �e medido doplano de falha (Kisslinger et al., 1982).incidencia entre 37� e 80�, onde o efeito de superf��cie sobre as raz~oes de amplitudes �e m��nimo.O comportamento de (SV=P )z , para caso t��pico de falhamento transcorrente puro (� =0), em um modelo de velocidades �e apresentada nas Figuras 3-6 e 3-7, para valores demergulho(�) representativos.Na Fig. 3-6a o gr�a�co representa a varia�c~ao do log(SV=P )z com o mergulho da falha, ondepara um dado azimute h�a sempre dois valores de mergulho correspondendo a um dado valorde (SV=P )z . Logo, para qualquer valor espec���co da raz~ao das amplitudes e uma escolhaarbitr�aria de dire�c~ao de falha, h�a sempre duas solu�c~oes, correspondentes a dois valores demergulho.Na Fig. 3-6b o gr�a�co representa a varia�c~ao do log(SV=P )z em fun�c~ao da dire�c~ao da falha.Pode-se notar um grande intervalo de dire�c~ao de falha no qual a quantidade observada variapouco. Isto implica que a resolu�c~ao do mecanismo focal ser�a pequena a n~ao ser que hajaazimute para quais a sensibilidade de (SV=P )z �e maior (Kisslinger, 1980).37
Ao usar a raz~ao de amplitudes, umas das vantagens �e que para um grande contraste develocidades entre camadas e para v�arios angulos de incidencia, o coe�ciente de transmiss~ao�e pr�oximo de 1, podendo assim se desprezar os efeitos das camadas internas (Kisslinger etal., 1982). N~ao apenas o problema de calibra�c~ao de instrumentos �e removido mas outrosfatores que afetam o sinal de registro, tal como o coe�ciente de transmiss~ao, tem muitomenor in uencia na raz~ao das amplitudes que no valor da amplitude absoluta.O gr�a�co na Fig. 3-7 representa a varia�c~ao do angulo de incidencia versus a raz~ao entre(SV=P )z e (SV=P )0. Pode-se observar que para o angulo de incidencia pr�oximo �a normal oumenor do que 30�, a corre�c~ao �e substancial e deve ser utilizada. Para angulos de incidenciaentre 30� e 37�, pr�oximo ao angulo cr��tico, a corre�c~ao muda rapidamente com o angulo deincidencia. As esta�c~oes entre este intervalo devem ser exclu��dos da an�alise, j�a que o angulode incidencia n~ao pode ser conhecido com precis~ao su�ciente. Para ondas incidente entre 37�e 80� o fator �e aproximadamente 1 (Kisslinger et al., 1982).3.5 O programa FPFIT.O FPFIT (Reasemberg & Oppenheimer, 1985) �e um programa utilizado para a determina�c~aodo mecanismo focal, a partir do primeiro movimento da onda P, considerando que o padr~aode irradia�c~ao �e do tipo bin�ario-duplo sem momento. Com este programa �e poss��vel calcularos parametros est�aticos (azimute e mergulho) e o parametro dinamico da falha: rake . Elepermite calcular tanto o mecanismo focal de um evento, quanto o mecanismo composto, paraum conjunto de eventos.O programa FPFIT busca numa malha a solu�c~ao que minimiza uma m�edia ponderada dediscrepancias nas polaridades, considerando a variancia estimada dos dados e a amplitudede radia�c~ao da onda P (Reasemberg & Oppenheimer, 1985). A fun�c~ao discrepancia (mis�t)�e dada pela equa�c~ao: 38
Figura 3-7: Fator para converter a raz~ao de amplitude da SV incidente para P incidentedentro da raz~ao de amplitudes das componentes verticais. A se�c~ao sombreada, 30� para 37��e o limites dos angulos pr�oximos ao angulo cr��tico (Kisslinger et al., 1982).F i = Pk(jP ko � P i;kt jW ko :W i;kt )Pk(W ko :W i;kt ) (3.9)onde F i �e o valor de descrepancia para o modelo inicial. O programa tenta encontrar umpar de planos que minimiza as discrepancias entre o modelo te�orico e o observado, para aspolaridades do primeiro movimento da onda P, atrav�es da fun�c~ao F i para cada evento Ej.O FPFIT compara a polaridade observada na K-�esima esta�c~ao calculada para um conjuntosde modelos M j. P j;ko e P i;kt s~ao, respectivamente, as polaridades observadas e a te�orica doprimeiro movimento da onda P. W j;ko �e o peso atribu��do �a medida observacional, enquantoo termo W i;kt = [A(i; k)]1=2 �e a raiz quadrada da amplitude te�orica da onda P normalizada,A(i,k), na K-�esima esta�c~ao para dado modelo M i. Esta pondera�c~ao tem como objetivos darum peso menor �as observa�c~oes pr�oximas ao plano nodal, a �m de minimizar as discrepancianesta regi~ao. 39
Os dados necess�arios para o programa s~ao: a polaridade da primeira chegada da ondaP; o azimute da esta�c~ao em rela�c~ao ao epicentro; o angulo de sa��da do foco; a qualidade(medida da incerteza) de leitura da onda P [ 0( boa) at�e 4(p�essima) ]. Embora a informa�c~aoda incerteza da leitura da onda P sej�a considerada, o programa assume que os angulos deincidencia est~ao corretos, isto �e, o modelo de velocidades est�a exato e a localiza�c~ao hipocentral�e perfeita.As limita�c~oes do programa s~ao a mesma do m�etodo do primeiro movimento da ondaP, ou seja, para se obter uma boa solu�c~ao do mecanismo focal, precisamos de um granden�umero de polaridades, bem distribuidas na rede estereogr�a�ca. No caso de mecanismo focalcomposto, deve-se considerar que nem todos eventos tem o mesmo mecanismo, e que nemsempre a zona ativa �e extensa.3.6 O programa FOCMECO programa FOCMEC (Snoke et al., 1984) utiliza as tres t�ecnicas descritas anteriormente(primeiro movimento da onda P, polariza�c~ao da onda S e as raz~oes das amplitudes SV e P).O arquivo de entrada do programa cont�em as informa�c~oes das esta�c~oes, dos azimutes,dos angulo de incidencia, das polaridades (P, SV e SH) e/ou das raz~oes de amplitude (SV,SH e P). �E necess�ario tamb�em fornecer a raz~ao entre as velocidades das ondas P e S (Vp=Vs).No uso da raz~ao de amplitude, a corre�c~ao de superf��cie �e necess�aria. �E importantemencionar que para os angulos de incidencia pr�oximos ao angulo cr��tico, a corre�c~ao variabruscamente. Assim, os dados com essas caracter��sticas s~ao exclu��dos do c�alculo.O FOCMEC utiliza a op�c~ao para selecionar alguns parametros: n�umeros de errosde polaridade para que a solu�c~ao seja v�alida, erro m�aximo entre as raz~oes observadas ecalculadas, n�umero de erros permitidos na amplitude que excedam este erro m�aximo e aregi~ao da esfera focal a ser pesquisada. Utiliza-se a raz~ao determinada pelo modelo, Vp=Vs.O programa tenta todas as solu�c~oes poss��veis fornecendo, no �nal, uma lista das solu�c~oesmais pr�ovaveis, baseada nos parametros de sele�c~ao.40
Figura 3-8: Mecanismo focal composto (FPFIT). Hemisf�erio inferior, proje�c~ao de �area igual.denotam primeiros movimentos compressivos e dilatacionais, respectivamente. P e T s~ao oseixos de compress~ao e extens~ao, respectivamente. FP indica o plano de falha.3.7 Resultados3.7.1 FPFITPara a determina�c~ao de mecanismo focal composto pelo FPFIT, foram usados os 16eventos selecionados, no cap��tulo anterior (Tab. 2.3), para o ajuste de plano, pelo m�etododos m��nimos quadrados. S�o foram usadas as polaridades claras das ondas P registradas.O resultado da determina�c~ao do mecanismo focal composto (azimute, mergulho e o rake),se encontra na tabela 3.1 e est�a representada na �gura 3-8. A solu�c~ao do mecanismo focalAzimute Mergulho Rake P-Azimute P-plunge T-Azimute T-plunge265� � 1� 63� � 4� �158� � 1� 227� 32� 133� 7�Tabela 3.1: Resultado do mecanismo focal composto utilizando o programa FPFIT(Reasemberg & Oppenheimer, 1985). 41
Figura 3-9: Mecanismo focal para os 16 eventos selecionados. Somente as polaridadespositivas, os eixos P e T e os planos nodais s~ao mostrados.�e uma falha de dire�c~ao aproximadamente E-W, com movimento transcorrente sinistral ecomponente normal. A indenti�ca�c~ao do plano de falha, levou em considera�c~ao a distribui�c~aodos epicentros (Fig. 2-4).As polaridades das primeiras chegadas s~ao mostrado, separadamente, nas �guras . 3-9 e3-10. As esta�c~oes SN01, SN07 tem uma alternancia de polaridades (+, -), caracter��stica deesta�c~oes pr�oximas ao plano nodais. As esta�c~oes SN02 e SN05 tem uma predominancia depolaridades negativas, a SN06 uma predominancia de polaridades positivas e a SN09 possuisomente polaridades negativas.Embora os erros determinados pelo FPFIT sejam pequenos (Tab. 3.1), eles devem serbem maiores, pois as polaridades se encontram no centro do estereograma. No cap��tuloanterior foi determinada a dire�c~ao e o mergulho a partir dos epicentros pelo m�etodo dosm��nimos quadrados (Azimute = 60� e mergulho = 88�), o que equivale a uma diferen�ca de25� no azimute e 29� no mergulho, entre as duas solu�c~oes. Como ambas as determina�c~oes42
Figura 3-10: Mecanismo focal para os 16 eventos selecionados. Somente as polaridadesnegativas, os eixos P e T e os planos nodais s~ao mostrados.tem problemas, n~ao se pode concluir qual delas est�a mais pr�oxima do plano real de falha.O mecanismo focal encontrado �e do tipo transcorrente que �e predominante no nordestedo Brasil (Ferreira et al., 1998). No entanto, a dire�c~ao do eixo P (227�), obtida pelo FPFITdifere de 66� da dire�c~ao do esfor�co m�aximo horizontal (SHmax), obtido por Ferreira et al.(1998).3.7.2 FOCMEC.Dos 16 eventos utilizados no FPFIT, foram selecionados sete eventos, listados natabela 3.2, utilizando como crit�erio de sele�c~ao, o maior n�umero de polaridades claras daonda S.Os resultados obtidos atrav�es do FOCMEC est~ao na Tab. 3.2, restringindo-se os intervalode varia�c~ao de orienta�c~ao e do mergulho dos eixos B (eixo nulo), A e N (eixos X e Y, deUd��as et al. (1985), que s~ao a orienta�c~ao de for�cas do duplo bin�ario), com passo de 2�. Nos43
Eventos Azimute mergulho Rake P SV SH Rms RErr Rerr(All)amd-HHmin � � �1 97/09/04-2052 44 68 �166 0,0 0,0 0,1 0,11 0,112 97/09/12-0517 74 44 �84 0,9 0,0 0,2 0,07 0,073 97/09/12-05194 78 85 174 0,0 0,4 0,5 0,05 0,054 97/09/12-0536 256 65 �45 0,3 0,0 0,8 0,19 0,195 97/09/12-0548 89 84 -10 0,4 0,1 0,9 0,12 0,126 97/09/12-0551 51 72 �172 0,0 0,0 0,0 0,06 0,067 97/09/12-0114 44 90 170 0,2 0,2 0,5 0,11 0,11Tabela 3.2: Resultados do mecanismo focal - FOCMEC. P, SV e SH s~ao os erros nasrespectivas polaridades, onde adm-HHmin �e a data (ano, mes e dia) - hora e minuto.sete eventos selecionados na Tab. 3.2, utilizaram-se apenas as polaridades bem n��tidas e n~aose permitiu que nenhuma esta�c~ao tivesse res��duo da amplitude maior que errmax.Os eventos est~ao na tabela 3.2, numerados de 1 a 7 e as solu�c~oes de mecanismo focalcorrespondentes est~ao representadas nas �guras 3-11 e 3-12. Os parametros dos eixos P eT, para os mecanismos determinados pelo FOCMEC, est~ao na tabela 3.3.Como pode se notar, h�a uma predominancia de mecanismos transcorrentes (1, 3, 5, 6 e7). O evento 2 possuem mecanismo normal e o evento 4 possui um mecanismo normal comforte componente transcorrente. N~ao considerando o sentido do mergulho, v�arios mecanismotem dire�c~oes pr�oximas �as determinadas pelo ajuste dos m��nimos quadrados (60� ou 240�) oupelo FPFIT (85� ou 265�), como se pode ver na tabela 3.2. Os eventos mais discrepantes emrela�c~ao ao FPFIT s~ao 1, 6 e 7. Isso pode ser ocasionado pelo fato das esta�c~oes SN01 e SN07apresentarem mudan�ca de polaridade, poss��velmente por estarem pr�oximas a plano nodais,como foi descutido na se�c~ao anterior.Esse efeito ocorre, pois a determina�c~ao pelo FPFIT foi de mecanismo focal composto,onde as mudan�cas das polaridades contribui para a determina�c~ao do plano. As determina�c~oesutilizando o FOCMEC foram de mecanismos individuais e as mudan�cas de polaridade podemacarretar solu�c~oes de mecanismos focais bastante diferentes, como por exemplo o mecanismo1 e 2. Isso ocorre tamb�em por termos poucas polaridades dispon��veis e todas no centro do44
Eventos eixo P-Strike eixo P-Plunge eixo T-Strike eixo T-Plungeamd-HHmin � � � �1 09/04-2052 265 25 358 62 09/12-0517 84 86 340 13 09/12-05194 125 0 35 84 09/12-0536 215 49 315 85 09/12-0548 45 12 135 36 09/12-0551 263 33 360 117 09/12-0114 89 7 358 7Tabela 3.3: Resultados dos eixos P e T - FOCMEC (Snoke et al ,1984).estereograma.Fazendo-se uma m�edia das dire�c~oes (n~ao considerando o sentido do mergulho) para todoseventos obtem-se o valor de 65�. Fazendo-se a m�edia para os mergulho obtem-se o valor de80�. Estes valores m�edios est~ao bastantes pr�oximos dos valores obtidos pelo ajuste do planode falha por m��nimos quadrados (dire�c~ao 60� e mergulho 88�).Uma aproxima�c~ao para a dire�c~ao SHmax, nesta �area seria fazer uma m�edia das dire�c~oesdo eixo P (para os eventos de mecanismo transcorrente) e do eixo B (para os eventos demecanismo normal). O valor obtido foi 258�, entre o valor obtido pelo FPFIT para dire�c~aodo eixo P (227�) e o valor de SHmax para o noroeste do Cear�a (293�) obtido por Ferreira etal. (1998).45
Figura 3-11: Mecanismos focais, utilizando o FOCMEC, com modelo de semi-espa�co; +=upe �=down. 46
Figura 3-12: Mecanismo focais, utilizando o FOCMEC, com modelo de semi-espa�co; +=upe �=down. 47
Cap��tulo 4Anisotropia s��smica4.1 Introdu�c~aoA anisotropia �e a varia�c~ao, num meio homogeneo, de uma propriedade f��sica com adire�c~ao. A anisotropia s��smica �e devida �as varia�c~oes das propriedades el�asticas do meio emrela�c~ao ao seu eixo cristolagr�a�co de simetria, produzindo anisotropia de velocidades s��smicas(Rowlands, 1995). De agora em diante utilizaremos o termo anisotropia como sinonimo deanisotropia de velocidade s��smica .Em sismologia, a anisotropia signi�ca que as velocidade das ondas S e a polariza�c~ao,dependem da dire�c~ao de propaga�c~ao em rela�c~ao ao sistema de simetria sendo que, geralmente,duas ou mais ondas de corpo s~ao geradas. Isto produz o fenomeno, denominado de divis~ao deonda de cisalhamento (shear-wave splitting ), que �e semelhante ao fenomeno da birrefrigenciada �otica.4.2 Causas da anisotropiaAs cinco mais importantes causas da anisotropia s~ao (Crampin, 1984a):48
� MINERAIS ALINHADOS - A maioria dos minerais formadores de rocha s~aoanisotr�opicos. Ent~ao, se forem alinhados aos eixos de simetria (isso �e poss��vel devidoa diversos mecanismos), podem causar efeitos anisotr�opicos. Os cristais podem seralinhados por esfor�cos atuantes. Isso pode ocorrer em temperaturas maiores que asencontradas em esfriamento relativo na crosta superior onde a divis~ao da onda S �eobservada.� LITOLOGIA - Rochas sedimentares e rochas de baixo de grau metam�or�co temanisotropia litol�ogica, quando gra~os individuais, que podem ou n~ao ser anisotr�opicos,s~ao alongados ou aplanados, produzindo uma massa de rocha anisotr�opica. Isso podeocorrer pelo efeito da gravidade ou uxo de uido (quando o material �e primeiramentedepositado ou sofre conseq�uentemente deforma�c~ao pl�astica).� ACAMAMENTO FINO PERI�ODICO (PTL1) - Um material isotr�opico pode setornar anisotr�opico para ondas s��smicas de grande comprimento de onda, quando ocomprimento de onda �e maior que a espessura de uma camada individual. Seq�uenciassedimentares com camadas de contraste litol�ogico s~ao bem documentados na literaturageol�ogica e algumas observa�c~oes de anisotropia tem sido atribu��das a este tipo de causa(Levin, 1984; Carlson et al., 1984; Bush & Crampin, 1991)� ANISOTROPIA INDUZIDA POR ESFORC�OS 2 - Materiais isotr�opicos podemtornar-se anisotr�opicos quando grandes esfor�cos desviat�orios atuam sobre eles.Crampin et al. (1985) a�rmaram que essa situa�c~ao ocorre provavelmente comesfor�cos concentrados pr�oximos a asperezas ou a extremidades de falhas. N~ao existemobserva�c~oes publicadas de anisotropia crustal com esse mecanismo.� FRATURAS - ANISOTROPIADE DILATANCIA EXTENSIVA (EDA3) - Fraturase poros secos s~ao comuns em muitos tipos de rochas, e as fraturas alinhadas produzem,1periodic thin layering2direct stress-induced anisotropy3extensive dilatancy anisotropic 49
efetivamente, anisotropia s��smica. Muitos autores tem interpretado a anisotropiacrustal em termos de fraturas em v�arios ambientes tectonico e geol�ogicos, como est�aresumido em Crampin & Lowell (1991). Crampin et al. (1984b) e Crampin (1993b)sugerem que as fraturas e os poros possuem um alinhamento preferencial com o campode esfor�cos sob um dos dois mecanismo: 1) crescimentos de fraturas existentes poresfor�cos nas extremidades das fraturas (quando �1 > �2 > �3); 2) de ex~ao el�asticade fraturas existentes (quando �1 > �2 = �3), somente prov�avel de ocorrer com altapress~ao de poro. Ambos os mecanismos de alinhamento de fraturas produzem simetriahexagonal com um eixo de simetria horizontal. Logo, se a anisotropia puder ser medidae for causada pela EDA, isto fornecer�a tamb�em um m�etodo para investigar o campode esfor�cos.Todas essas causas (exceto a anisotropia induzida por esfor�cos) tem sido mencionadascomo causas de anisotropia s��smica observada. Freq�uentemente a causa da anisotropia �eamb��gua: em bacias sedimentares, �e dif��cil diferenciar entre os efeitos da litologia e deacamamento �no peri�odico (Rowlands, 1995).4.3 Propaga�c~ao das ondas s��smicas em meiosanisotr�opicos.Existem oitos sistemas de simetria que contem todas as poss��veis combina�c~oes de simetriael�astica (Crampin, 1984a). A simetria hexagonal apresenta muitos planos de simetria aolongo do eixo comum, formando o sistema anisotr�opico mais simples. Este sistema �e bastanteusado porque pode descrever fraturas alinhadas, minerais alinhados e anisotropia lit�ogica.Nesta se�c~ao ser~ao apresentadas as caracter��sticas da propaga�c~ao das ondas de corpo emum meio anisotr�opico, ilustrado por um exemplo de simetria hexagonal com eixos sim�etricoshorizontais (como gerado por um sistema de fraturas verticais alinhadas, Fig. 4-1).Dois tipos de onda de corpo se propagam em um meio isotr�opico: ondas longitudinais50
Figura 4-1: Ilustra�c~ao esquem�atica de tres ondas de corpo polarizadas ortogonalmente quese propagam em uma mesma dire�c~ao, em meio anisotr�opico de simetria hexagonal, com oseixos horizontais sim�etricos.(ondas P) e as ondas transversais (ondas S), cujos movimentos de part��cula (polariza�c~ao)s~ao paralelos e perpendiculares �a dire�c~ao de propaga�c~ao das ondas, respectivamente.Em um meio anisotr�opico, a solu�c~ao da equa�c~ao de onda tem tres ra��zes reais, namesma dire�c~ao de propaga�c~ao, correspondendo a tres ondas de corpo com movimentos depart��cula mutuamente ortogonais e velocidades diferentes (Rowlands, 1995). As tres ondasde corpo s~ao denominadas de quasi onda-P (qP) e duas quasi ondas cisalhantes qS1 e qS2(tamb�em denomidadas de S-r�apida (fast) e S-lenta (slow), respectivamente). O termo quasi,�e utilizado devido �a propaga�c~ao da onda s��smica em um meio anisotr�opico ser bastantecomplexa (Crampin & Lovell, 1991). Na ilustra�c~ao esquem�atica (Fig. 4-1), a onda qP temuma alta velocidade, com sua polariza�c~ao pr�oxima �a dire�c~ao de propaga�c~ao. As duas ondascisalhantes s~ao ortogonais e possuem dire�c~oes de propaga�c~ao �xas com respeito ao eixos desimetria anisotr�opica. 51
Figura 4-2: Ilustra�c~ao esquem�atica da onda S dividida em um meio anisotr�opico. A ondaS �e dividida ao penetrar no meio anisotr�opico, gerando as ondas S-r�apida e S-lenta que sepropagam no meio isotr�opico conservado a sua polariza�c~ao e o tempo de atraso.A onda cisalhante (onda S), ao se propagar num meio anisotr�opico sofre uma divis~aosemelhante ao fenomeno da birrefrigencia �otica. Esta se divide em novas ondas (S-lentae S-r�apida), que se propagam com velocidades diferentes e est~ao polarizadas em dire�c~oesortogonais. Todas as caracter��sticas da divis~ao do trem de ondas de cisalhamento, que sepropagou no meio anisotr�opico, ser~ao preservadas, quando este trem de ondas se propagarem quaisquer segmentos isotr�opicos subseq�uentes ao meio anisotr�opico (Crampin,1978,1981).A Fig. 4-2 ilustra o fenomeno da divis~ao de onda S.A maior facilidade em identi�car e quanti�car a anisotropia na propaga�c~ao da onda S,faz com que a onda S tenha preferencia no estudo de anisotropia. Chen et al. (1987)demonstraram que, para caracterizar a separa�c~ao da onda S, somente dois parametros s~aonecess�arios: a dire�c~ao de polariza�c~ao da onda S-r�apida; e o tempo de atraso (diferen�ca52
Figura 4-3: Esbo�co mostrado - a) conve�c~oes e planos de proje�c~ao para o movimento depart��cula; b) Determina�c~ao da dire�c~ao de polariza�c~ao.temporal) entre as ondas S que foram divididas.Os planos ortogonais usados para observar os diagramas de polariza�c~ao (DP) s~aoorientados de acordo a fonte e o receptor. A Fig. 4-3 apresenta a orienta�c~ao destes planos emum registro de sismo na superf��cie de�nindo-se, tamb�em, a dire�c~ao de polariza�c~ao da ondaS-r�apida no plano horizontal.A n~ao observa�c~ao da divis~ao da onda S n~ao implica que estamos numa regi~ao isotr�opica.A polariza�c~ao pode estar pr�oxima �a dire�c~ao da S-r�apida ou S-lenta e conseq�uentementeexcitar somente uma onda S, polarizada na mesma dire�c~ao da fonte.Todo movimento da onda S que n~ao incida normalmente �a interface de separa�c~ao entrediferentes rochas e na superf��cie livre �e alterado. Isto gera importantes restri�c~oes nos dadosque podem ser analisados. 53
As distor�c~oes s~ao devidas �as diferen�cas entre os coe�cientes de transmiss~ao e re ex~ao dasondas SH e SV, quando a incidencia n~ao �e normal. Na pr�atica, isto signi�ca que al�em decertos angulos de incidencia, o movimento da onda S registrada ou transmitida, n~ao �e similar�a onda S incidente, n~ao sendo �util no estudo de anis�otropia s��smica.O intervalo de angulos de incidencias para qual o registro da onda S pode ser consideradouma boa representa�c~ao da onda S incidente �e chamado de janela da onda S (shear wavewindow SWW ). O movimento de part��cula das ondas S pode ser perturbado por interferenciade re ex~oes e convers~oes na superf��cie livre, especialmente al�em do angulo cr��tico ic= sen�1 V pV s(Nuttli, 1961; Evans, 1984).Para uma frente de ondas planas em um meio isotr�opico, os movimentos das ondasP e S incidente s~ao amplamente preservados em superf��cie, at�e o angulo cr��tico (ic), comaproximadamente o dobro das amplitudes das ondas P,SV e SH, e n~ao h�a mudan�ca de fase.Exatamente no angulo ic, o movimento de part��cula (MP) da onda cisalhante �e ampliado einteiramente radial. Al�em do ic, a amplitude SV �e reduzida e o movimento de part��cula �eel��ptico.4.4 Metodologia de detec�c~ao da anisotropiaOm�etodo para visualizar e identi�car a divis~ao da onda S utiliza o diagrama de polariza�c~ao(DP). O DP �e a proje�c~ao, sobre um dado plano, de um movimento de part��cula emtres dimens~oes (3D), para um intervalo de tempo. Para um dado intervalo, tres DPs deplanos mutuamente ortogonais mostram todo o movimento de part��cula (MP). Os DPs e omovimento de part��cula podem ser obtidos utilizando-se os programas ANISEIS (a trademarkof Macroc LTda), SAC (Tapley & Tull, 1991) ou PITSA (Scherbaum & Johnson, 1993).O PITSA e o SAC foram os programas utilizados neste trabalho para o estudo da divis~aoda onda S. Tanto o PITSA, como o SAC, permitem rotacionar os sismogramas horizontais NSe EW, em componentes radial (R, na dire�c~ao da linha do epicentro �a esta�c~ao) e transversal(T, ortogonal a R), conforme a �gura 4-3. Feita essa rota�c~ao, temos agora um novo conjunto54
de 3 componentes (Z, R, T), ortogonais, onde as novas componentes horizontais R e T,raramente est~ao nas dire�c~oes NS e EW.A dire�c~ao de polariza�c~ao da onda S-r�apida no plano horizontal �e determinada na se�c~aohorizontal do diagrama de polariza�c~ao que cont�emmais energia da onda cisalhante. A Fig. 4-3 ilustra o procedimento para obter a orienta�c~ao geogr�a�ca da onda S r�apida (pol). Ela �eobtida pela soma do angulo de polariza�c~ao relativa (pol') com o azimute (AZM) da esta�c~aoem rela�c~ao ao epicentro.A di�culdade em se determinar a diferen�ca temporal da S-r�apida e S-lenta �e maior quea determina�c~ao do angulo de polariza�c~ao da S-r�apida. Geralmente o in��cio da S-lenta n~ao �eclaro, o que torna mais complicada a determina�c~ao da diferen�ca temporal. Chen et al , (1987)apresentaram o procedimento para a identi�ca�c~ao e medida da diferen�ca temporal da divis~aoda onda S. Eles de�niram o in��cio da onda S-lenta por mudan�ca de polariza�c~ao da onda S-r�apida, com componente signi�cante de energia (maior que o ru��do ou P-coda) em dire�c~aoperpendicular �a dire�c~ao de polariza�c~ao da onda S-r�apida. Eles observaram que a rota�c~ao dossismogramas horizontais, para componentes que est~ao paralelas e perpendiculares �a dire�c~aode alinhamento da polariza�c~ao da S-r�apida melhora a identi�ca�c~ao da S-lenta, ou seja, asnovas componentes tem dire�c~ao da S-r�apida (Fast ) e S-lenta( Slow ), facilitando a medidada diferen�ca temporal.4.5 Aplica�c~ao aos eventos no A�cude Tucunduba.Para o estudo da anisotropia s��smica foram selecionados eventos que apresentavam umaS impulsiva e que permitiram, portanto, dimensionar o tempo de atraso e a dire�c~ao depolariza�c~ao da S-r�apida.A �gura 4-4 apresenta os sismogramas (R,T) e o movimento de part��cula rotacionadosna dire�c~ao azimutal. A �gura 4-5 apresenta os sismogramas e o movimento de part��cularotacionados na dire�c~ao da polariza�c~ao da onda S.Na �gura 4-7 est~ao apresentadas todos epicentros registrados pelo menos em quatros55
Figura 4-4: Exemplo da divis~ao da onda S na esta�c~ao SN07, onde os sismogramas radial (R)e transversal (T) foram rotacionados a partir dos sismogramas horizontais. O movimentode part��cula no plano radial-transversal �e mostrado ao lado do sismogramas, onde R -direita(right), L - esquerda (left) , T - em dire�c~ao ao foco (towards) e A - se afastandodo foco ( Away).56
Figura 4-5: Exemplo da divis~ao da onda S na esta�c~ao SN07, onde s~ao mostrados ossismogramas na dire�c~ao de polariza�c~ao da S-r�apida (fast) e na dire�c~ao da polariza�c~ao daS-lenta (slow), que foram rotacionados a partir dos sismogramas horizontais. O movimentode part��cula no plano da S-r�apida e S-lenta �e mostrado ao lado dos sismogramas.57
Data HR:MN Lat Lon Dmin Depth Azim A.I. Pol. TN(km) (km) (�) (�) N(�) (ms/km)SN07970905 01:13 3�S11.64� 40�W25.81� 3 4,81 184 32 8 2,67970905 01:14 3�S11.63� 40�W25.78� 3 4,80 185 32 18,6 2,67970909 04:27 3�S11.70� 40�W25.88� 2,8 4,78 182 31 14,7 2,86970911 21:46 3�S11.66� 40�W25.88� 2,9 4,70 182 32 14,4 2,76970912 05:18 3�S11.66� 40�W25.86� 2,9 4,70 182 32 9,6 2,76970912 05:19 3�S11.68� 40�W25.88� 2,9 4,70 182 32 11 2,06970912 05:19 3�S11.67� 40�W25.81� 2,9 4,78 184 31 25 2,06970912 05:19 3�S11.69� 40�W25.86� 2,9 4,71 183 31 8,6 2,76970912 05:36 3�S11.64� 40�W25.81� 3 4,76 184 32 13,6 2,67970912 08;43 3�S11.68� 40�W25.85� 2,9 4,73 183 31 21 2,76970923 20:43 3�S11.59� 40�W25.70� 3,1 4,96 188 32 2,67971011 00:09 3�S11.68� 40�W25.64� 2,9 4,62 186 30 12 2,76971011 01:56 3�S11.70� 40�W25.63� 2,9 4,81 188 29 0 2,06971011 12:16 3�S11.69� 40�W25.56� 2,9 4.64 187 29 10 2,76971011 00:47 3�S11.67� 40�W25.64� 2,9 4.70 187 30 26 2,07SN05970904 20:52 3�S11.63� 40�W25.79� 2,2 4,85 126 24 57 8,18970912 05:17 3�S11.66� 40�W25.87� 2,3 4,74 122 26 57 3,48970912 05:19 3�S11.67� 40�W25.81� 2,2 4,78 124 25 56 9,09970912 05:36 3�S11.64� 40�W25.81� 2,2 4,76 125 25 60 8,18970912 05:48 3�S11.65� 40�W25.80� 2,2 4,74 124 25 84 10,09970912 05:23 3�S11.68� 40�W25.87� 2,3 4,68 121 26 50 7,82970912 05:51 3�S11.65� 40�W25.84� 2,3 4,79 123 25 56 8,69970724 18:32 3�S11.71� 40�W25.83� 2,2 4,70 121 25 60 9,09970724 18:23 3�S11.67� 40�W25.85� 2,3 4,71 122 26 55 6,95970822 06:59 3�S11.67� 40�W25.96� 2,4 4,76 120 27 53 7,08970823 17:48 3�S11.57� 40�W25.80� 2,3 4,94 127 25 92 11,30970824 23:00 3�S11.65� 40�W25.48� 2,2 4,66 125 23 55 8,18970903 23:27 3�S11.62� 40�W25.88� 2,4 5,00 123 25 54 8,33970904 20:54 3�S11.63� 40�W25.79� 2,2 4,82 125 25 59 8,18970719 12:31 3�S11.68� 40�W25.87� 2,3 4,99 122 25 47 7,8Tabela 4.1: HR = hora; MN = minuto; Dmin = distancia epicentral da esta�c~ao (SN05 ouSN07); Depth = profundidade; Azm = o epicentro a esta�c~ao azimutal; A.I. = angulo deincidencia; Pol = dire�c~ao geogr�a�ca da polariza�c~ao da onda S-r�apida; TN = O tempo deatraso da ondas S divididas normalizado para 1 km.58
120 122 124 126 128Azimute(graus)
0
100
200
300
Po
l(A
Z, g
rau
s)
SN05
180 182 184 186 188Azimute(graus)
−80
−60
−40
−20
0
20
40
60
80
Po
l(A
z,g
rau
s)
SN07Figura 4-6: Gr�a�co da dire�c~ao de polariza�c~ao da S-r�apida versus azimute (SN05 e SN07). Alinha cont��nua representa o valor m�edio da dire�c~ao de polariza�c~ao (N14� - SN07 e N60� -SN05).esta�c~oes e as esta�c~oes da rede instaladas na regi~ao.Com o modelo de velocidades adotado (Vp = 5,95 e Vp=Vs = 1,69), o angulo cr��tico(ic), para a janela de onda cisalhante, calculado por sen�1(Vp=Vs), �e igual a 36; 3�. Nestascondi�c~oes, somente a esta�c~ao SN01 est�a fora da janela cisalhante, sendo exclu��da deste estudo.As esta�c~oes SN06, SN09 e SN03 apresentam distor�c~oes na chegada da onda S, podendo istoter sido ocasionado por problemas no equipamento. Restaram assim somente as esta�c~oesSN02, SN05 e SN07 para o estudo da divis~ao da onda S.A esta�c~ao SN02 n~ao foi observado a anisotropia.A dire�c~ao de polariza�c~ao da S-r�apida para a esta�c~ao SN07 �e aproximadamente NNE, epara esta�c~ao SN05 �e aproximadamente NE. O valorm�edio da orienta�c~ao geogr�a�ca da dire�c~aode polariza�c~ao da S-r�apida na esta�c~ao SN07 �e de N14� com um desvio padr~ao de 7; 25� e naesta�c~ao SN05 apresenta uma m�edia de angulo de polariza�c~ao de N60� com um desvio padr~aode 7; 8�. Para os dados analisados as dire�c~oes de polariza�c~ao s~ao independentes do tempo emque s~ao registrados os eventos, independentes dos hipocentros e dos azimutes. Na Fig. 4-6, asdire�c~oes de polariza�c~ao observadas s~ao consistente em rela�c~ao a todos eventos selecionados.59
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
3 14’ 13" S 3 14’ 13" S
3 12’ 52" S 3 12’ 52" S
3 11’ 31" S 3 11’ 31" S
3 10’ 10" S 3 10’ 10" S
SerrotaSN03
SN09
SN02
SN05
PanacuiSN07
SN01
SN06
1 km
40027
’54
’’W
3010
’10
’’S
40025
’12
’’W
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’S
40026
’33
’’W
3010
’10
’’S
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’SFigura 4-7: Mapa epicentral da con�gura�c~ao com o total de 160 eventos selecionados, re-gistrado no m��nimo em quatro esta�c~oes. Os triangulos representam as esta�c~oes sismogr�a�ca,com seus c�odigos. Os c��rculos s~ao os eventos ocorridos (rms � 0; 02s, erh � 0; 2km, erz� 0; 2km). e as linhas que interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas, onde as linhastracejadas indicam falhas inferidas (DNPM, 1973).
60
A n~ao correla�c~ao entre a polariza�c~ao e o azimute �e evidencia de que as observa�c~oes s~aorealmente de ondas S divididas e n~ao, por exemplo, uma conseq�uencia da heterogeneidadelateral do meio. Embora isso ocorra com os dados analisados, deve-se ter em mente que ointervalo de azimute �e pequeno.Pode-se medir o tempo de atraso entre as ondas S atrav�es do diagrama de polariza�c~ao(Fig. 4-4). Sabendo-se que o tempo de atraso depende da espessura do meio anisotr�opico,os tempos de atraso das ondas S divididas foram normalizados para o extens~ao de 1 km.Os resultados dos tempos de atraso normalizados(TN) medidos est~ao na Tab. 4.1. Por�em,devido ao pequeno n�umero de dados, fazer qualquer tentativa de correla�c~ao do tempo deatraso total e normalizado (TN) com outros parametros (profundidade, azimute, etc.) �epouco con��avel. Essas correla�c~oes s~ao essenciais para detetar anomalia da anisotropia coma pronfundidade.Finalizando, veri�cou-se a existencia de anisotropia nos dados analisados. As dire�c~oesde polariza�c~ao s~ao alinhadas, consistentemente, em cada esta�c~ao (SN05 e SN07) sugerindoque a anisotropia �e do tipo hexagonal com o eixo de simetria horizontal, como tem sidoobservado v�arias regi~oes tectonicas, e atribu��da �a EDA (Crampin & Lowell, 1991).Entretanto, para se ter certeza que a EDA �e a causa da anisotropia �e necess�ario veri�car sea dire�c~ao de polariza�c~ao da onda S-r�apida �e a mesma do esfor�co horizontal m�aximo (SHmax).No entanto, n~ao existe uma estimativa con��avel para SHmax na regi~ao. O valor obtido porFerreira et al. (1998) para sismos ao sul do A�cude Tucunduba d�a uma dire�c~ao de 113�( ou293�) para SHmax. As dire�c~oes de polariza�c~ao obtidos para SN05 (14� ou 194�) e para SN07(60� ou 240�) est~ao mais consistentes com a dire�c~ao dos eixos P obtidos pelo FPFIT (227�)e FOCMEC (258�) do que com a dire�c~ao com o SHmax.61
Cap��tulo 5Considera�c~oes Finais5.1 HipocentrosNo monitoramento da atividade s��smica no A�cude Tucunduba foi utilizada uma redecomposta por sete esta�c~oes com registro digital, com uma taxa de amostragem de 500amostras por segundo, quase todas instaladas sobre rochas do embasamento cristalino. Comoconsequencia disso, foi poss��vel obter registros de �otima qualidade, com in��cio das ondas P e Sbem de�nido. Al�em disso, na con�gura�c~ao da rede, duas esta�c~oes foram colocadas pr�oximas�a �area epicentral. Dessa forma, foi poss��vel a determina�c~ao dos hipocentros dos sismos comgrande precis~ao, em sua maioria com rms � 0,01 s, erh � 0,1 km e erz � 0,1 km, como podeobservar no Apendice A.A zona ativa mostrou-se bastante pequena, aproximadamente de 1 km de extens~ao eprofundidade variando de 4,5 a 5,2 km, considerando todos eventos analisados. Ela se achaabaixo da �area do A�cude Tucunduba.Um conjunto de 16 sismos registrados pelas mesmas seis esta�c~oes foi selecionados,objetivando a determina�c~ao do plano de falha a partir dos hipocentros, pelo m�etodo dosm��nimos quadrados, obtendo-se os valores de 60� para o azimute e 88� para o mergulho. Noentanto deve-se levar em conta que os hipocentros utilizados est~ao con�nados numa regi~ao62
0,3 km de extens~ao, com profundidade variando de 4,68 a 4,87 km, varia�c~ao de 0,2 km, daordem dos erros m�aximos horizontais e verticais dos sismos (0,1 km).5.2 Mecanismo focalMecanismo focais foram determinados de duas formas distintas: mecanismo composto(utilizando-se o programa FPFIT) e mecanismos individuais (utilizando-se o programaFOCMEC).Devido ao fato da rede ser muito fechada, quase todas as polaridades da primeira chegadada onda P se encontram pr�oximas ao centro do estereograma, quando a situa�c~ao ideal, paraa determina�c~ao de mecanismo composto, a partir do primeiro movimento da onda P, �e teruma distribui�c~ao de polaridades por todo estereograma. A solu�c~ao de mecanismo composto�e uma falha de dire�c~ao aproximadamente E-W, com movimento transcorrente sinistral comcomponente normal (azimute = 265�; mergulho = 88�; rake = �158�) e dire�c~ao do eixoP (227�). A dire�c~ao difere 25� da calculada a partir dos hipocentros, sendo que a falhamergulha para S, com os hipocentros, e para N com o mecanismo focal composto.Na determina�c~ao de mecanismos focais individuais, h�a uma predominancia demecanismos transcorrentes, e as discrepancias observadas s~ao causada pela alternancia depolaridades de esta�c~oes pr�oximas a planos nodais. A m�edia da dire�c~ao do planos individuaisfoi de 65� para o azimute e 80� para o mergulho, bastante pr�oximos dos valores obtidos peloajuste de planos de falha. Numa primeira estimativa para a dire�c~ao do esfor�co horizontalm�aximo (SHmax), a partir dos mecanismos individuais, encontrou-se o valor de 258�. Essevalor est�a entre o obtido para a dire�c~ao de SHmax (293�, Ferreira et al., 1998) e a dire�c~aodo eixo P, obtida pelo mecanismo focal composto (227�). Considerando-se que Ferreira etal. (1998) utilizaram sismos ao sul da atividade estudada, que est�a relativamente pr�oxima�a costa, e que a linha de costa sofre uma de ex~ao de dire�c~ao nessa regi~ao, �e poss��vel que adire�c~ao de SHmax seja diferente da regi~ao mais ao sul.63
40 27’ 54" W
40 27’ 54" W
40 26’ 33" W
40 26’ 33" W
40 25’ 12" W
40 25’ 12" W
3 14’ 13" S 3 14’ 13" S
3 12’ 52" S 3 12’ 52" S
3 11’ 31" S 3 11’ 31" S
3 10’ 10" S 3 10’ 10" S1 km
Serrota
SN09
SN02
SN05
PanacuiSN07
SN01
SN06
40027
’54
’’W 40
026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
40027
’54
’’W
3010
’10
’’S
40026
’33
’’W 40
025
’12
’’W
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’S
3010
’10
’’S
3011
’31
’’S
3012
’52
’’S
3014
’13
’’SFigura 5-1: Mapa dos epicentros dos 16 eventos.Os c��rculos pretos indicam os eventos comerh = 0,1 km, Os c��rculos vermelhos indicam os eventos com erh = 0,0km, Os triangulosindicam as esta�c~oes sismogr�a�cas, com seus c�odigos. Os quadrados indicam as localidadesmaiores pr�oximas ao a�cude e as linhas que interceptam o a�cude indicam falhas mapeadas,onde as linhas tracejadas indicam falhas inferidas (DNPM, 1973).
64
5.3 AnisotropiaVeri�cou-se a existencia de anisotropia na propaga�c~ao das ondas S na regi~ao, tendo sidomedidas as dire�c~oes de polariza�c~ao e os tempos de atraso entre as ondas S divididas, paraas duas esta�c~oes.As dire�c~oes de polariza�c~ao para os diversos eventos analisados s~ao alinhadasconsistentemente, em cada esta�c~ao, sugerindo que a anisotropia �e do tipo hexagonal,atr��buida ao EDA. A comprova�c~ao da hip�otese da EDA depende da rela�c~ao entre a dire�c~aode polariza�c~ao e de SHmax. Em Jo~ao C�amara, onde tamb�em havia uma consistencia dealinhamento das dire�c~oes de polariza�c~ao, por�em, n~ao alinhadas com SHmax, descartou-se ahip�otese da EDA (Takeya, 1992). No presente caso, a di�culdade principal adv�em do fato den~ao se ter uma boa estimativa de SHmax, impossibilitando qualquer conclus~ao sobra a causada anisotropia.5.4 Correla�c~ao com a geologiaProvavalmente todos os mapeamentos geol�ogicos realizados na regi~ao foram feitos ap�os oenchimento do reservat�orio (1919). Na Figura 5-1 s~ao mostrados os epicentros mais con��aveise duas falhas mapeadas pelo projeto Jaibaras (DNPM, 1973). Embora n~ao se possa concluirque a atividade possa estar associada diretamente a uma das falhas, deve-se notar que ambastem uma dire�c~ao aproximadamente NE. Em trabalho recente (Camar~ao Jr. 1999), Fig. 5-2, adire�c~ao NE foi tamb�emobservada, e corresponde �a orienta�c~ao da maioria dos fotolineamentos,lineamentos topogr�a�cos positivos, e a um conjunto de fraturas secas e preenchidas por veiosde quartzo e pegmatito. Tamb�em foi observada, nas proximidades do reservat�orio, a dire�c~aoE-W atrav�es de fotolineamentos e lineamentos topogr�a�cos negativos e num conjunto defraturas secas.As dire�c~oes do plano de falha obtidas pelo ajuste por m��nimos quadrados, FPFIT eFOCMEC (valor m�edio) foram: 60�, 265� (85�) e 65�, respectivamente. Estes valores est~ao65
Figura 5-2: Mapa de lineamentos topogr�a�cos. 4.1b. Diagrama de ros�acea com lineamentostopogr�a�cos positivos. 4.1c Diagrama de rose�acea com lineamentos topogr�a�cos negativos(Camar~ao Jr., 1999) 66
num intervalo de NE e EW. Embora n~ao se possa determinar com precis~ao qual a dire�c~ao doplano de falha, os valores obtidos s~ao consistentes com as dire�c~oes observadas por Camar~aoJr. (1999) na regi~ao.O a�cude foi conclu��do em 1919, a altura m�axima da l�amina de �agua �e de 17,6 m. N~aose tem informa�c~oes se, quando do enchimento do reservat�orio, ocorreram sismos induzidos.Ap�os todo esse tempo �e razo�avel que a regi~ao sob o a�cude j�a tenha entrado em equil��brio,do ponto de vista hidrogeol�ogico. A atividade s��smica ocorreu num per��odo de seca, semnenhuma varia�c~ao signi�cativa, no n��vel do reservat�orio. Nestas circunstancias, �e poss��velque a atividade s��smica estudada seja uma reativa�c~ao de falhas pr�e-existentes na regi~ao, cujomovimento pode ter sido facilitado pela presen�ca de �agua, na regi~ao.
67
Apendice AExemplos de sismogramas registradopela rede digital em Senador S�a.
68
Figura A-1:69
Figura A-2:70
Figura A-3:71
Figura A-4:72
Figura A-5:73
Figura A-6:74
Apendice BResultados do focmec.B.1 Evento 2052 04/09/97Mon Jul 13 16:44:28 1998 for program FOCMECsenador.970904.2052t1Input from a �le senador.970904.2052t1Senador Sa' 1997 09 04 20:526 P Pol. 2 SV Pol. 4 SH Pol. 0.2 allowed (weighted) errors Threshold = 0.10Input 3 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.20 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 60.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 30.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)77.34 308.68 -22.90 0.0 0.0 0.1 0 0.11 0.11Dip,Strike,Rake 67.69 43.97 -166.29 :Auxiliary Plane75
B.2 Evento 0517 12/09/97Mon Jul 13 19:55:11 1998 for program FOCMECsenador.970912.0517Input from a �le senador.970912.0517Senador Sa' 1997 09 12 05:176 P Pol. 3 SV Pol. 6 SH Pol. 1.2 allowed (weighted) errors Threshold = 0.10Input 6 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.20 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 0.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 85.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)44.14 74.13 -84.25 0.9 0.0 0.2 0 0.07 0.0744.14 79.13 -84.25 0.9 0.0 0.2 0 0.11 0.1146.30 75.76 -81.69 0.9 0.0 0.3 0 0.09 0.0946.30 80.76 -81.69 0.9 0.0 0.2 0 0.10 0.1044.32 81.18 -81.40 0.9 0.0 0.2 0 0.07 0.0746.54 86.25 -78.95 1.0 0.0 0.2 0 0.10 0.1046.83 93.18 -76.23 1.0 0.0 0.2 0 0.12 0.12B.3 Evento 05194 12/09/97Tue Aug 11 11:24:47 1998 for program FOCMECsenador.970912.05194Input from a �le senador.970912.05194Senador Sa' 1997 09 12 05:19Input 4 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.20 VP/VS = 1.69076
5.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 60.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 50.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)81.40 170.63 8.40 0.0 0.4 0.6 0 0.11 0.1181.92 167.96 5.92 0.0 0.4 0.6 0 0.12 0.1282.14 169.96 6.20 0.0 0.4 0.6 0 0.07 0.0783.88 166.28 5.16 0.0 0.4 0.5 0 0.09 0.0984.06 168.28 5.37 0.0 0.4 0.5 0 0.05 0.0584.25 170.28 5.58 0.0 0.4 0.5 0 0.11 0.11Dip,Strike,Rake 84.66 77.72 174.04 :Auxiliary PlaneB.4 Evento 0536 12/09/97Tue Sep 1 10:21:30 1998 for program FOCMECsenador.0912.0536aInput from a �le senador.0912.0536aSenador Sa' 1997 09 12 05:366 P Pol. 2 SV Pol. 5 SH Pol. 1.1 allowed (weighted) errors Threshold = 0.10Input 8 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.33 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 30.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 50.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)64.64 255.80 -44.65 0.3 0.0 0.8 0 0.19 0.1964.10 252.59 -41.94 0.2 0.0 0.8 0 0.20 0.2077
B.5 Evento 0548 12/09/97Mon Jul 13 19:34:41 1998 for program FOCMECsenador.970912.0548Input from a �le senador.970912.0548Senador Sa' 1997 09 12 05:486 P Pol. 2 SV Pol. 6 SH Pol. 1.5 allowed (weighted) errors Threshold = 0.10Input 6 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.30 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 60.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 30.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)84.40 87.48 -10.63 0.4 0.2 0.9 0 0.13 0.1384.03 89.45 -10.43 0.4 0.1 0.9 0 0.12 0.12B.6 Evento 0551 12/09/97Tue Sep 1 10:08:05 1998 for program FOCMECsenador.0912.0551Input from a �le senador.0912.0551Senador Sa' 1997 09 12 05:516 P Pol. 2 SV Pol. 4 SH Pol. 0.0 allowed (weighted) errors Threshold = 0.10Input 3 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.15 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 70.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 30.0078
Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)82.64 315.99 -18.65 0.0 0.0 0.0 0 0.07 0.0782.00 317.90 -18.39 0.0 0.0 0.0 0 0.06 0.06Dip,Strike,Rake 71.79 50.55 -171.58 :Auxiliary PlaneB.7 Evento 0114 12/09/97Tue Sep 1 09:42:50 1998 for program FOCMECsenador.970905.0114Input from a �le senador.970905.0114Senador Sa' 1997 09 05 01:14Input 3 ratios 0 allowed errors, maximum error of 0.30 VP/VS = 1.6905.00000E-02 = P radiation cuto� 5.00000E-02 = S radiation cuto� for ratiosThe minimum, increment and maximum B axis trend are 0.00 5.00 355.00The limits for the B axis plunge are 60.00 2.00 90.00The limits for the angle of the A axis are 0.00 2.00 30.00Dip Strike Rake Pol: P SV SH Rat Err RMS RErr RErr (All)88.27 300.62 -9.85 0.2 0.2 0.4 0 0.15 0.1580.01 133.57 0.35 0.2 0.2 0.5 0 0.11 0.1188.34 299.89 -7.83 0.2 0.2 0.5 0 0.19 0.19Dip,Strike,Rake 89.65 43.51 170.01 :Auxiliary Plane79
Apendice CParametros hipocentrais dos sismosregistrados em pelo menos 4 esta�c~oes.
80
DATE Origem LAT S LONG O Prof. NO GAP DMIN rms erh erz QM970724 1823 23,08 3-11,67 40-25,85 4,71 12 95 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970802 741 13,98 3-11,65 40-25,91 4,78 10 162 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970724 1832 42,39 3-11,71 40-25,83 4,70 10 152 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970724 1833 7,14 3-11,68 40-25,87 4,73 10 133 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970719 1231 51,16 3-11,68 40-25,87 4,99 12 96 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970719 1447 8,37 3-11,69 40-25,98 4,93 10 142 1,5 0,01 0,1 0,1 B1970719 1531 53,98 3-11,63 40-25,91 4,99 10 123 1,6 0,01 0,0 0,0 B1970719 1723 23,98 3-11,68 40-25,89 5,06 10 135 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970720 1710 52,38 3-11,67 40-25,95 4,65 10 117 1,6 0,01 0,1 0,1 B1970802 750 19,01 3-11,60 40-25,97 4,75 8 172 1,4 0,00 0,0 0,0 B1970808 1522 30,10 3-11,66 40-25,96 4,83 10 164 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970811 911 29,71 3-11,62 40-26,05 4,71 8 209 1,6 0,00 0,0 0,0 C1970724 1728 56,12 3-11,72 40-25,86 4,56 12 93 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970724 1750 31,73 3-11,68 40-25,79 4,60 8 153 1,2 0,01 0,1 0,1 B1970724 1823 15,10 3-11,67 40-25,84 4,67 12 95 1,2 0,01 0,1 0,0 B1970724 1838 28,46 3-11,71 40-25,83 4,77 12 91 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970724 1905 57,71 3-11,71 40-25,86 4,67 12 94 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970724 2049 53,87 3-11,72 40-25,81 4,69 12 89 1,3 0,01 0,1 0,0 A1970724 2059 30,28 3-11,65 40-25,98 4,89 12 106 1,5 0,01 0,0 0,0 B1970725 1921 52,02 3-11,71 40-25,85 4,56 12 93 1,3 0,01 0,0 0,0 B1970726 418 47,02 3-11,65 40-25,88 4,97 8 222 1,7 0,00 0,1 0,0 C1970726 703 28,91 3-11,63 40-25,85 5,02 12 98 1,2 0,01 0,1 0,1 B1970726 836 18,49 3-11,65 40-25,93 4,73 12 102 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970726 905 52,93 3-11,66 40-25,95 4,78 12 102 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970726 1151 8,54 3-11,65 40-25,90 4,73 10 100 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970726 1153 44,66 3-11,64 40-25,93 4,75 10 165 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970726 1350 26,76 3-11,63 40-25,98 4,84 10 144 1,4 0,00 0,0 0,0 B1970729 342 40,53 3-11,69 40-25,84 4,57 10 127 1,3 0,00 0,0 0,0 B1970729 518 16,75 3-11,65 40-25,95 4,74 12 104 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970730 304 21,93 3-11,59 40-25,72 4,99 12 89 1,0 0,01 0,1 0,1 A1970730 1117 27,75 3-11,69 40-25,84 4,61 12 93 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970731 1407 46,27 3-11,69 40-25,87 4,58 12 95 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970731 2101 34,41 3-11,61 40-25,93 4,86 12 105 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970802 649 35,62 3-11,66 40-25,91 4,79 10 161 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970802 752 44,71 3-11,67 40-25,93 4,59 10 162 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970802 956 45,16 3-11,66 40-25,99 4,93 10 165 1,5 0,01 0,1 0,1 B1970802 1114 59,72 3-11,68 40-26,00 4,60 10 163 1,5 0,00 0,0 0,0 B1970802 2114 19,21 3-11,69 40-26,02 4,62 10 163 1,5 0,00 0,0 0,0 B1Tabela C.1: Eventos registrados em pelo menos em quatros da sete esta�c~oes.81
DATE Origem LAT S LONG O Prof. NO GAP DMIN rms erh erz QM970803 159 32,62 3-11,66 40-26,00 4,89 10 166 1,5 0,01 0,1 0,0 B1970803 421 51,36 3-11,67 40-25,98 4,89 10 163 1,5 0,00 0,0 0,0 B1970803 1057 48,63 3-11,70 40-25,97 4,76 8 217 1,6 0,00 0,1 0,0 C1970803 1754 41,02 3-11,63 40-25,96 4,94 10 168 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970803 2335 22,87 3-11,71 40-26,01 4,79 8 216 1,5 0,01 0,1 0,0 C1970804 154 40,51 3-11,62 40-25,99 4,86 10 170 1,5 0,01 0,1 0,1 B1970804 709 28,12 3-11,70 40-25,84 4,57 10 153 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970806 722 9,46 3-11,66 40-25,95 4,92 10 164 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970807 830 44,17 3-11,73 40-25,85 4,56 10 150 1,3 0,00 0,0 0,0 B1970807 947 57,69 3-11,71 40-25,87 4,56 10 152 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970807 1303 16,86 3-11,71 40-25,90 4,56 8 217 1,7 0,00 0,1 0,0 C1970807 2155 37,90 3-11,66 40-25,95 4,84 10 163 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970808 513 49,69 3-11,63 40-25,94 4,87 10 167 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970808 519 25,98 3-11,64 40-25,96 4,92 10 166 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970808 1012 18,18 3-11,64 40-25,93 4,88 10 165 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970811 645 33,14 3-11,65 40-26,00 4,72 10 167 1,5 0,01 0,1 0,1 B1970811 659 42,29 3-11,63 40-25,96 4,78 10 168 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970811 946 59,78 3-11,66 40-26,01 4,86 10 166 1,5 0,01 0,1 0,0 B1970811 1122 50,19 3-11,65 40-26,03 4,78 10 169 1,5 0,01 0,1 0,1 B1970821 1956 40,05 3-11,67 40-25,88 5,00 8 158 1,3 0,00 0,0 0,0 B1970822 659 21,15 3-11,67 40-25,96 4,76 10 102 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970823 1748 12,86 3-11,57 40-25,80 4,94 10 96 1,1 0,01 0,1 0,1 B1970823 2329 7,30 3-11,65 40-25,90 4,53 10 101 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970824 2300 8,29 3-11,65 40-25,78 4,66 8 141 1,7 0,01 0,1 0,1 B1970824 2251 59,49 3-11,62 40-25,76 4,65 10 99 1,1 0,01 0,1 0,1 B1970826 305 6,43 3-11,67 40-25,78 4,87 8 140 1,7 0,01 0,1 0,1 B1970826 622 8,20 3-11,67 40-25,71 4,86 10 101 1,1 0,00 0,0 0,0 B1970826 338 12,53 3-11,66 40-25,74 4,80 10 101 1,1 0,01 0,0 0,0 B1970826 517 52,25 3-11,65 40-25,73 4,79 10 100 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970826 532 45,71 3-11,69 40-25,74 4,90 10 103 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970826 1702 29,53 3-11,68 40-25,73 4,82 10 102 1,1 0,00 0,0 0,0 B1970826 626 33,96 3-11,65 40-25,73 4,76 10 100 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970826 703 35,82 3-11,72 40-25,69 4,92 8 112 1,1 0,01 0,1 0,1 B1970826 1930 30,98 3-11,60 40-25,75 4,99 10 97 1,0 0,01 0,1 0,0 B1970827 021 43,57 3-11,57 40-25,72 5,09 8 127 1,0 0,00 0,0 0,0 B1970827 927 17,27 3-11,58 40-25,79 4,98 8 129 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970824 311 25,74 3-11,61 40-25,84 5,10 10 98 1,2 0,01 0,1 0,1 B1970828 151 33,18 3-11,66 40-25,72 4,86 10 101 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970828 546 15,51 3-11,68 40-25,69 4,81 8 179 1,0 0,01 0,1 0,1 B1970828 2036 26,25 3-11,66 40-25,71 4,94 10 100 1,0 0,00 0,0 0,0 B1970828 1318 42,28 3-11,53 40-25,68 5,12 8 166 0,9 0,01 0,1 0,1 B1Tabela C.2: Continua�c~ao da tabela C.182
DATE Origem LAT S LONG O Prof. NO GAP DMIN rms erh erz QM970828 1331 8,17 3-11,64 40-25,70 4,78 10 99 1,0 0,01 0,1 0,0 B1970828 1601 39,27 3-11,65 40-25,69 4,83 8 112 1,0 0,00 0,0 0,0 B1970824 2308 21,47 3-11,66 40-25,72 4,70 10 101 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970902 1213 30,77 3-11,71 40-25,89 4,73 10 104 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970825 128 43,00 3-11,62 40-25,91 4,93 10 99 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970826 305 22,32 3-11,67 40-25,73 4,87 8 144 1,8 0,00 0,1 0,0 B1970829 1623 21,74 3-11,68 40-25,69 4,87 10 101 1,0 0,01 0,1 0,1 B1970829 1629 3,17 3-11,65 40-25,68 4,79 10 99 1,0 0,01 0,1 0,1 B1970826 320 12,87 3-11,65 40-25,75 4,86 10 100 1,1 0,00 0,0 0,0 B1970830 1050 21,75 3-11,75 40-25,88 4,90 10 107 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970830 1828 10,76 3-11,62 40-25,74 4,83 10 98 1,0 0,01 0,1 0,1 B1970830 2052 27,69 3-11,67 40-25,76 4,81 10 101 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970830 2111 24,85 3-11,64 40-25,78 4,85 10 100 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970826 622 38,59 3-11,63 40-25,74 4,85 10 99 1,1 0,01 0,0 0,0 B1970902 924 27,67 3-11,64 40-25,91 4,66 10 101 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970826 1702 38,55 3-11,65 40-25,74 4,83 10 100 1,1 0,00 0,0 0,0 B1970828 205 5,14 3-11,68 40-25,67 4,83 10 101 1,0 0,01 0,1 0,0 B1970902 2001 49,23 3-11,67 40-25,91 5,03 8 128 1,7 0,00 0,0 0,0 B1970902 1900 7,70 3-11,67 40-25,91 5,16 8 163 1,4 0,00 0,1 0,0 B1970828 2037 17,10 3-11,66 40-25,70 4,86 10 100 1,0 0,00 0,0 0,0 B1970903 424 20,54 3-11,69 40-25,91 4,61 8 164 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970903 429 49,12 3-11,66 40-25,95 4,65 10 102 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970903 1058 44,38 3-11,65 40-25,68 4,84 8 150 1,8 0,01 0,1 0,1 B1970903 2327 9,53 3-11,62 40-25,88 5,00 12 92 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970904 029 18,75 3-11,62 40-25,91 5,03 10 167 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970904 2052 47,87 3-11,63 40-25,79 4,85 12 85 1,1 0,01 0,0 0,0 A1970904 2054 29,89 3-11,63 40-25,79 4,82 10 159 1,1 0,01 0,1 0,0 B1970905 113 50,93 3-11,64 40-25,81 4,81 12 86 1,2 0,01 0,1 0,1 A1970905 114 2,56 3-11,63 40-25,78 4,80 12 84 1,1 0,01 0,0 0,0 A1970905 2305 56,93 3-11,67 40-25,64 4,96 10 144 1,0 0,01 0,1 0,0 B1970909 427 55,67 3-11,70 40-25,88 4,78 12 88 1,3 0,00 0,0 0,0 A1970911 651 12,84 3-11,70 40-25,86 4,73 10 153 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970911 2146 59,59 3-11,65 40-25,88 4,73 10 101 1,3 0,01 0,0 0,0 B1970911 2147 17,95 3-11,67 40-25,88 4,71 8 158 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970912 517 31,43 3-11,66 40-25,87 4,74 12 89 1,3 0,01 0,1 0,0 A1970912 517 59,47 3-11,64 40-25,84 4,79 12 88 1,2 0,01 0,0 0,0 A1970912 518 9,73 3-11,67 40-25,87 4,69 10 132 1,7 0,01 0,0 0,0 B1970912 519 18,94 3-11,71 40-25,84 4,74 10 151 1,3 0,01 0,1 0,0 B1970912 519 30,63 3-11,68 40-25,88 4,70 12 89 1,3 0,01 0,0 0,0 A1970912 519 40,12 3-11,67 40-25,81 4,78 12 85 1,2 0,01 0,1 0,0 A1Tabela C.3: Continua�c~ao da tabela C.183
DATE Origem LAT S LONG O Prof. NO GAP DMIN rms erh erz QM970912 519 55,11 3-11,69 40-25,85 4,75 10 87 1,3 0,01 0,0 0,0 A1970912 523 55,14 3-11,68 40-25,86 4,72 10 88 1,3 0,01 0,0 0,0 A1970912 536 47,90 3-11,64 40-25,81 4,76 12 86 1,2 0,01 0,0 0,0 A1970912 548 26,82 3-11,65 40-25,80 4,74 12 85 1,2 0,01 0,1 0,0 A1970912 551 4,71 3-11,65 40-25,84 4,79 12 88 1,2 0,01 0,0 0,0 A1970912 647 49,02 3-11,69 40-25,90 4,73 12 90 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970912 807 0,36 3-11,68 40-25,82 4,73 10 154 1,2 0,01 0,1 0,0 B1970912 843 28,87 3-11,68 40-25,85 4,68 10 134 1,7 0,00 0,0 0,0 B1970912 1800 39,73 3-11,63 40-25,83 4,74 10 123 1,2 0,00 0,0 0,0 B1970913 532 57,79 3-11,69 40-25,92 4,69 10 157 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970914 331 22,69 3-11,69 40-25,76 4,70 10 134 1,2 0,00 0,0 0,0 B1970914 1456 22,32 3-11,70 40-25,77 4,67 10 134 1,2 0,01 0,1 0,0 B1970915 716 3,95 3-11,70 40-25,83 4,68 10 129 1,3 0,00 0,0 0,0 B1970918 122 34,03 3-11,73 40-25,87 4,76 12 128 1,4 0,01 0,1 0,1 B1970920 700 10,03 3-11,65 40-25,98 4,62 10 136 1,5 0,00 0,0 0,0 B1970920 734 24,93 3-11,65 40-25,71 5,03 10 110 1,0 0,01 0,1 0,0 B1970920 741 27,72 3-11,66 40-25,87 5,03 10 126 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970920 748 8,08 3-11,62 40-25,89 4,96 10 128 1,3 0,00 0,0 0,0 B1970920 917 7,61 3-11,67 40-25,85 5,14 10 124 1,3 0,01 0,1 0,1 B1970923 2043 37,46 3-11,59 40-25,70 4,96 11 84 0,9 0,01 0,1 0,0 A1970927 2056 2,37 3-11,72 40-25,56 4,82 11 108 0,9 0,01 0,1 0,1 B1970928 825 38,82 3-11,63 40-25,95 5,09 9 133 1,4 0,01 0,1 0,0 B1970929 1626 53,48 3-11,72 40-25,79 4,86 9 119 1,2 0,00 0,1 0,0 B1970930 1415 6,66 3-11,64 40-25,93 5,07 9 131 1,4 0,00 0,1 0,0 B1971005 2135 2,55 3-11,70 40-25,95 4,93 9 132 1,5 0,01 0,1 0,1 B1971010 1840 35,46 3-11,70 40-25,64 4,73 11 96 1,0 0,02 0,2 0,1 B1971011 009 30,43 3-11,68 40-25,64 4,62 13 95 1,0 0,01 0,1 0,1 B1971011 010 52,40 3-11,67 40-25,73 4,76 9 115 1,1 0,01 0,1 0,0 B1971011 011 32,47 3-11,67 40-25,68 4,64 13 90 1,0 0,02 0,1 0,1 B1971011 012 37,14 3-11,68 40-25,67 4,68 13 92 1,0 0,01 0,1 0,1 B1971011 037 5,92 3-11,66 40-25,76 4,76 9 117 1,1 0,00 0,0 0,0 B1971011 047 40,98 3-11,67 40-25,64 4,70 13 95 1,0 0,01 0,1 0,1 B1971011 049 40,00 3-11,66 40-25,69 4,70 11 88 1,0 0,00 0,0 0,0 A1971011 156 28,56 3-11,70 40-25,63 4,81 13 98 1,0 0,02 0,1 0,1 B1971011 311 42,05 3-11,71 40-26,00 4,37 8 136 1,5 0,03 0,5 0,3 B1971011 726 9,22 3-11,63 40-25,75 4,70 9 117 1,1 0,00 0,1 0,0 B1971011 726 24,05 3-11,66 40-25,70 4,70 11 88 1,0 0,00 0,0 0,0 A1971011 1216 32,39 3-11,69 40-25,56 4,64 13 107 0,9 0,01 0,1 0,1 B1971012 1416 10,40 3-11,72 40-25,66 4,66 11 104 1,1 0,01 0,1 0,1 B1971013 1838 10,39 3-11,62 40-25,78 4,98 13 78 1,1 0,01 0,1 0,1 A1971019 1340 43,78 3-11,66 40-25,85 4,57 9 143 1,7 0,01 0,1 0,1 B1Tabela C.4: Continua�c~ao da tabela C.184
Referencias Bibliogr�a�cas[1] Abreu, F.A.M., T. Gama Jr., P.S.S. Gorayeb e Y. Hasui. - 1988 - O cintur~ao decisalhamento Noroeste do Cear�a. Anais 7� Cong. Latin-Amer. Geol.: 1: 20-34.[2] Almeida, F.F.M., Y. Hasui, B.B.B. Neves & R.A. Fuck - 1981 - Brazilian structuralprovinces: an introduction. Earth Sci. Rev., 17: 1-29.[3] Abreu, F.A.M. & J.M. Lafon - 1991 - Granulitos transamazonico no cintur~ao de cisa-lhamento Noroeste do Cear�a. Atas 14� Simp. Geol. Nordeste: 229-231.[4] Ando, M., Y. Ishikawa & H. Wada - 1983 - Shear wave polarization anisotropy in theupper mantle beneath Honshu, Japan, J.Geophys. Res., 88: 5850-5864.[5] Babuska V. & M. Cara - 1991 - Seismic anisotropy in the Earth. Kluvier AcademicPublishers, Dordecht, 217 pp.[6] Ban�ll, R. - 1996 - PC-SUDS Utilities Small Systems Support 174 pp.[7] Bath. M. -1961 - Polarization of transverse seismic waves, Geophys. J. 4, 106-123.[8] Benvigton, P.R. - 1969 - Data reduction and error analysis for the physical sciences.McGraw-Hill, New York 335pp.[9] Berrocal, J., M. Assump�c~ao, R. Antezana, C. M. Dias Neto, R. Ortega, H. Fran�ca& J. A. V. Veloso. - 1984 - Sismicidade do Brasil. Instituto Astronomico e Geof��sico,Universidade de S~ao Paulo, 320 pp. 85
[10] Blum, M.L., M. Assump�c~ao - 1990 - Estimativa do parametro b dos sismos de Palhano,Ce, de outubro de 1988. XXXVI congr. Brasileiro de Geologia, Natal, RN. Anais, 5,2160-2163[11] Brito Neves, B.B. - 1975 - Regionaliza�c~ao geotectonica do Precambriano nordestino.Tese de Doutoramento, Ins. Geoc. USP. 198 pp.[12] Brito Neves, B.B. - 1978 - A prop�osito da evolu�c~ao litoestratigr�a�ca do Pr�e-Cambrianodo Nordeste. J. Mineral - vol Djalma Guimar~aes, 7: 19-27.[13] Braumbaugh D.S., - 1979 - Classical focal mechanism techniques for body waves.Geophysical Surveys, 3: 297-329.[14] Buland, R. - 1976 - The mechanics of locating earthaquakes. Bull. Seismol. Soc. Am.,66: 173-187.[15] Bush, I. & S. Crampin - 1991 - Paris Basin VSPs: case history establishing combinationsof �ne-layer (or lithologic) anisotropy and crack anisotropy from modelling shearwave�elds near point singularities. Geophys. J. Int., 107: 433-448.[16] Camar~ao, Jr. L. E. - 1999 - Mapeamento geol�ogico de uma �area a norte Senador S�a -CE. Relat�orio de Gradua�c~ao do curso de geologia da UFRN. 64pp[17] Caby, R. - 1989 - Precambriam terranes of Benin-Nigeria end Northeast Brazil andthe late Proterozoic south Atlantic �t. in: Dallmeyer, R.D. ed. teranes in the circum-Atlantic paleozoic orogens.Geol. Soc. Amer., Spec. Pap., 230: 145-158.[18] Caby, R., A.N. Sial, M.H. Arthaud, A. Vauchez. - 1991 - Crustal evolution andBrasiliano Orogeny in Northeast Brazil. in: Dallmeyer, R.D. & L�ecorch�e, J.P. eds;The West African orogens and Circum-Atlantic correlatives. Springer-Verlag: 373-397[19] Carlson, R.L., C.H. Schaftenaar & R.P. Moore - 1984 - Causes of compressional-waveanisotropy in carbone-bearing, deep-sea sediments. Geophysics, 49: 525-532.86
[20] Charmichael, R. S. - 1982 - Handbook of physical properties of rocks, vol. II. CRS Press,345 pp.[21] Chen, T.C., D.C. Booth & S. Crampin - 1987 - Shear-wave polarizations near the NorthAnatolian fault - III. Observations of temporal changes. Geophys. J.R. astr. Soc., 91:287-311.[22] Costa M. J. et al. - 1973 - Projeto Jaibaras; Relat�orio Final, Recife, DNPM-CPRM, 5v.[23] Crampin, S. - 1978 - Seismic wave propagation through a cracked solid: polarization asa possible dilatancy dignostic. Geophy. J. R. astr. Soc. 76: 147-156[24] Crampin, S. - 1981 - A review of motion in anisotropic and cracked elastic media,WaveMotion, 3: 343-391.[25] Crampin, S., - 1984a - An introduction to wave propagation in anisotropic media.Geophys. J.R.Astr. Soc., 76: 135-145.[26] Crampin, S., - 1984b - E�ective anisotropic elastic constants for wave propagationthrough cracked solids, Geophys. J. R. Astr. Soc. 76: 135-145.[27] Crampin, S. & J.H. Lowell - 1991 - A decade of shear-wave splitting in teh Earth'scrust: What does it mean? What usecan we make of it? and what should we do next?Geophys. J. Int. 107: 387-408.[28] Crampin, S. E.M. Chesnokov & R. G. Hipkin - 1984a - Seismic Anisotropy - the stateof the art: II. Geophys. J.R. astr. Soc., 76: 1-16.[29] Crampin, S. R. Evans & B.K. Artkinson - 1984b - Earthquake prediction: A newphysical basis. Geophys. J.R. astr. Soc., 76: 147-156.[30] Crampin, S.,R. Evans & S.B. �U�cer, - 1985 - Analysis of records of local earthquakes:the Turkish Dilatancy Projects (TDP1 and TDP2). Geophys. J. R. astr. Soc. 83: 1-16.87
[31] Crampin, S. - 1993a - A review of e�ects of crack geometry on wave propagation throughaligned cracks, Can. J. Expl. Geophys., 29, 3-17.[32] Crampin, S. - 1993b - Arguments for EDA. Can. J. Expl. Geophys. 29 18-30.[33] DNPM -1973 - Projeto Jaibaras. 1:100.000.[34] Evans, D. M. - 1996 - The Denver area earthquakes and the rocky mountain arsenaldisposal well. The Mountain Geologist, 3, 23-36.[35] Ferreira, J.M. & M. Assump�c~ao - 1983 - Sismicidade do Nordeste do Brasil. Rev. Bras.Geof��s. 1: 67-88.[36] Ferreira, J.M., M. K. Takeya, J.M. Costa, J.A.M. Morreira, M. Assump�c~ao, J.A.V.Veloso & R.G.Pearce - 1987 - A continuing intraplate earthquake sequence near Jo~aoCamara - Northeastern Brazil - pryliminary results.Geophys. Res. Lett., 14: 1402-1405.[37] Ferreira, J.M., R. T. Oliveira, M. Assump�c~ao, J.A.M. Morreira, R.G.Pearce & M. K.Takeya - 1995 - Correlation of sismicity and water level in the A�cu reservoir - an examplefrom Northeast Brazil. Bull. Seism. Soc. Am. 85: 1483-1489.[38] Ferreira, J.M., R. T. Oliveira, M. K. Takeya & M. Assump�c~ao - 1988 - Superposition oflocal and regional stresses in northeast Brazil : evidence from focal mechanisms aroundthe potiguar marginal basin. Geophys. J. Int. 134: 341-355[39] Gaudette, H.E. F.A.M. Abreu, J.M. Lafon, P.S.S. Gorayeb - 1993 - Evolu�c~aotransamazonica do cintur~ao de cisalhamento noroeste do Cear�a: novas evidenciasgeocronol�ogicas. Atas 15� Simp. Geol. Nordeste.: 318-320.[40] Goreyeb, P.S.S., S.S. Tavares Jr., J.M. Lafon, - 1991 - Novos dados geogronol�ogicos naregi~ao entre Forquilha e Santa Quit�eria - NW do Cear�a. Atas 14� Simp. Geol. Nordeste.:260-263. 88
[41] Gutemberg, B.-1944 - Energy ratio of re ected and refracted seismic waves Bull. Seism.Soc. Am. 34: 85-101.[42] Hess H.H. - 1964 - Seismic anisotropy of the uppermost mantle under oceans, Nature,203, 629-631.[43] Honda H. - 1957 - The mechanism of earthquake. TOhoku Univ. Sci. Rep. Ser. 5.Geophys., 9, Suppl., 1-46.[44] Hudson, J.A. - 1982 - Overall properties of a cracked solid, Math. Proc. Camb. Phil.Soc., 88: 371-384.[45] Kisslinger, C. - 1980 - Evolution of S to P amplitude ratios for determining focalmechanisms from regional network observations. Bull. Seism. Soc. of Am. 70: 999-1014.[46] Kisslinger, C., J.R. Bowman & K. Koch, - 1982 - Determination of focal mechanism fromSV/P amplitude ratios at small distances. Phys. Earth and Planet. Int. 30: 172-176.[47] Kisslinger, C. & Engdahl, E.R. - 1973 - The interpretation of wadati diagram withrelaxed assumptions. Bull. Seism. Soc. Am. 63. 1723-1736.[48] Jardim de S�a, E.F., - 1994 - A faixa serid�o (Prov��ncia Borborema, NE do Brasil) eseu signi�cado geodinamico na cadeia Brasiliana/Pan-Africana. Tese de Doutoramento,Ins. Geoc, UnB. 862 pp.[49] Lee, W.H.K. & J.C. Lahr - 1975 - HYPO71(revised): a computer program for determinghypocenter, magnitude, and �rst motion pattern of local earthquakes, U.S. Geol.Surv.Open File Rep. 75-311, 114pp[50] Levin, F.K., - 1984 - Anisotropy due to bedding - a computer study. Geophys. Pros.,32: 187-197. 89
[51] Li, X., S. Crampin, C. MacBeth, E. Liu. - 1993 - Characterizing fracture systems byanalyzing shear-wave splitting in multi-component seismic data. Expanded Abstracts,SEG/CPS Joint MTg., Beijing, 487-491[52] Liu, E., S. Crampin, J.H. Queen & W.D. Rizer - 1993 - Behaviour of shear-wave inrocks with two sets of parallel cracks, Geophys J. Int. 113: 509-517.[53] Menke, W. - 1984 - Geophysical data analysis: discrete inverse theory. Academic Press,Inc., Orlando, 260 pp.[54] Nascimento, A.F. - 1997 - Estudo da sismicidade induzida pelo reservat�orio da barragemdo Assu (RN) -Tese de Mestrado, PPGG/UFRN 68 pp.[55] Nuttli, O. - 1961 - The e�ect of the earth's surface on the S wave particle motion. Bull.Seism. Soc. of Am. 51: 237-246.[56] Nuttli, O. & J.D. Whitmore - 1962 - On the determination of the polarization angle ofthe S wave. Bull. Seism. Soc. of Am. 52: 95-107.[57] Peacock, S. - 1986 - Shear-wave Splitting in the Earth's crust, PH.D. thesis, Universityof Edinburgh.[58] Prado, F.S., J.C.G.S. Mendon�ca, J.B.A. Morais. J.B.A. Medeiros, P.R.S. Assun�c~ao,V.A. Andrade, R.P. Medeiros. - 1981 - Geologia da regi~ao do noroeste do Cear�a: ProjetoMartin�opole. DNPM, Geol. B�as, 17: 59 pp.[59] Reasenberg P. & D. Oppenheimer - 1985 - FPFIT, FPPLOT and FPPAGE: Fortrancomputer programs for calculating and displaying earthquake fault-plane solutions. U.S. Geol. Surv. Open File Rep. 85-739, 109 pp[60] RBGf - Boletim S��smico. Rev. Bras. Geof��s. Dados a partir de 1982.[61] Ribe N.M. - 1989 - Seismic anisotropy and mantle ow. J. Geophys. Res., 94, 4213-4223. 90
[62] Rowlands, H.J. - 1995 - Shear-wave anisotropy in the New Madrid seismic zone. Ph.D.thesis , University of Edinburgh,120 pp.[63] Savage M.K. , W. A. Pepin e U. R. Vetter - 1989 - Shear Wave Anisotropy and stressdirection in near Long Valley Caldera, California, 1979-1988. J. Geophys. Res. 95 (B7)11165-11177[64] Scherbaum F. & J. Johnson - 1992 - PITSA-Programmable Interactive Toolbox forSismological Analysis, version 4.0 - 174 pp[65] Snoke, A., - 1984 - Virginia Tech[66] Snoke, J.A., J.W. Munsey, A. G. Teague & G. A. Bollinger, - 1984 - A program forfocal mechanism determination by combined use of polarity and SV-P amplitude ratiodata. Earthquake Notes. 55(3), 15.[67] Sophia, C. M. - 1989 - A reativa�c~ao s��smica de Jo~ao Camara, RN, de Janeiro - Fevereirode 1987. Tese de Mestrado. IAG/USP. 90 pp.[68] Staler, C., S. Crampin, L.Y. Brodov & V.M. Kruznetov - 1993 - Observations ofanisotropic cusps in transversely isotropic clay. Can. J. Expl. Geophys. 29: 216-226.[69] Stauder, W. & G. A. Bollinger - 1964 - The S-wave project for focal mechanism studies,earthquakes de 1963. Bull. Seism. Soc. Am., 56, 2198-2208.[70] Tapley W.C. & J.E. Tull - 1991 - SAC-Seismic Analysis Code, USER MANUAL.Livermore National Laboratory 413 pp.[71] Takeya, M. K. - 1992 - High precision studies of an intraplate earthquake sequence inNortheast Brazil. PhD thesis. University of Edinburgh. 228 pp.[72] UFRN - 1992 - Atividade s��smica no Noroeste do Cear�a. Relat�orio t�ecnico, UFRN, 6pp. 91
[73] UFRN -1997 - Atividade s��smica A�cude Tucunduba, Serrota, Senador S�a, CE. Relat�orioT�ecnico, UFRN, 6 pp.[74] Ud��as, A. Mu~noz, D. e Buforn, E. - 1985 - Mecanismo de los terremotos y tectonica -Editora de la univ. Complutense de Madrid, 232 pp.[75] Vvedenskaya, A. V. - 1956 - Determination of the displacement �eld of earthquakes bythe use of dislocation theory (em russo), Izvest. Akad. Nauk S.S.S.R., Ser. Geo�z., 3,277-284.[76] Wild, P. & S. Crampin - 1991 - E�ects of azimutal anisotropy and EDA-anisotropy inthe sedimentary basins. Geophys. J. Int. 107: 513-530.
92
