SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA SÍSMICA …€¦ · Tese de Doutorado – PPGG –UFRN Oliveira, P.H.S. v RESUMO A Zona Sísmica Acaraú (ZSA), região noroeste do estado

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

TESE DE DOUTORADO

SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA

SÍSMICA ACARAÚ, NORDESTE DO BRASIL

PAULO HENRIQUE SOUSA DE OLIVEIRA

Orientador:

Prof. Dr. Joaquim Mendes Ferreira DGEF / PPGG / UFRN

Co – Orientador:

Prof. Dr. Aderson Farias do Nascimento DGEF / PPGG / UFRN

Tese n. º 42/PPGG.

Natal - RN, Janeiro de 2015.

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

TESE DE DOUTORADO

SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA

SÍSMICA ACARAÚ, NORDESTE DO BRASIL

PAULO HENRIQUE SOUSA DE OLIVEIRA

Tese de Doutorado apresentada em 30

de janeiro de 2015 ao programa de

Pesquisa e Pós-Graduação em

Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da

UFRN, para a obtenção do título de

Doutor em Geodinâmica e Geofísica

com área de concentração em

Geofísica.

Comissão Examinadora:

PROF. DR. JOAQUIM MENDES FERREIRA (Orientador)

DGEF/PPGG/UFRN

PROF. DR. JORDI JULIÀ CASAS (Examinador Interno)

DGEF/PPGG/UFRN

PROF. DR. DAVID LOPES DE CASTRO (Examinador Interno)

DG/PPGG/UFRN

PROF. DR. LUCAS VIEIRA BARROS (Examinador Externo)

OBSIS/UnB

PROF. DR MARCELO PERES ROCHA (Examinador Externo)

IG/UnB

Natal - RN, Janeiro de 2015.

Tese de Doutorado – PPGG –UFRN Oliveira, P.H.S.

iii

AGRADECIMENTOS

A Deus.

Ao professor Dr. Joaquim Mendes Ferreira, pelos conselhos, orientações, paciência, apoio

pessoal, profissionalismo, amizade e convivência.

Ao professor Dr. Hilário Bezerra, pelas suas valiosas sugestões, disposição em ajudar, pelo

incentivo à busca de novos conhecimentos e pesquisa e pelo apoio pessoal.

Ao professor Dr. Marcelo Assumpção, pelas cursos ministrados no LabSis e disposição em

ajudar.

À professora Roberta Vidotti, da UnB, pela ajuda na integração dos dados aerogeofísicos.

Ao professor Dr. Aderson Farias do Nascimento (co-orientador).

Ao LabSis pela estrutura física.

Ao PPGG pelo suporte na realização deste trabalho, assim como ao auxílio prestado na

participação de eventos, os quais possibilitam a discussão com pesquisadores da área.

Aos pesquisadores Reinhardt A. Fuck e José E. Soares pela visita à região de Sobral e pelo

empréstimo dos equipamentos utilizados na Meruoca.

À secretária do PPGG, Nilda, pela sua exemplar amizade, conselhos, disposição e precisão

em ajudar.

Aos demais professores do PPGG.

Aos projetos do Milênio e INCT-ET pelo financiamento na aquisição dos dados.

Ao Pool de Equipamentos Geofísicos do Brasil pelo empréstimo dos equipamentos para a

rede de Santana do Acaraú.

Aos membros da banca examinadora pelas correções e contribuições para a melhoria da

versão final.

Aos professores do curso de Física da Universidade Estadual Vale do Acaraú – UVA, pela

formação acadêmica.

À professora Dra. Palmira Soares de Mesquita, Vice – Reitora da UVA, pelo apoio e

confiança.


iv

Aos professores e colegas do curso de Física da UVA, pelo apoio e motivação durante a

caminhada acadêmica.

A todos os membros da minha família, pelo apoio e confiança, em especial à meus pais,

minha vó materna (in memoriam) e minha irmã, pelo amor, confiança, paciência, apoio e

disposição em ajudar.

À Simone Marques pelo apoio, confiança e bons momentos.

Aos amigos distantes, principalmente, ao Joaquim Neto, Sérgio Xavier, Rafael Xavier,

Josias, Ricardo, Wagner e Junior Araújo.

Aos amigos de Pós – Graduação: Heleno Carlos, Bonnie Ives, Irenaldo Pessoa, Hasan

Shihadeh, Flávio Lemos, Paulo Duarte, Rafael Duarte, Rafaela Dias e Rosana.

Aos amigos de profissão da Escola de Ciência e Tecnologia: Jefferson Soares, José Crisanto,

Igor Oliveira, Hugo Melo, Ana Karla, Gabriel, Gabriela, Mycarla, Darlan Moreira, Fabiana,

Simone Batista e Leonardo Mafra pelos momentos de descontração e aprendizado.

Aos técnicos: Eduardo Menezes, Regina Spineli, Neymar Pereira, Carlos dos Anjos e

Rodrigo Pessoa pelo apoio e suporte técnico.

À CAPES, pela bolsa concedida.


v

RESUMO

A Zona Sísmica Acaraú (ZSA), região noroeste do estado do Ceará, é uma das

principais áreas com sismicidade ativa dentro da Província Borborema, Nordeste do Brasil.

A partir de janeiro de 2008, a atividade sísmica na região aumentou consideravelmente e foi

instalada uma rede sismográfica com 11 estações digitais na Serra da Meruoca. Em 2009,

outra sequência de abalos sísmicos iniciou-se e outra rede com 6 estações digitais foi

instalada próximo à cidade de Santana do Acaraú. Os resultados apresentados nesta tese

foram obtidos através da análise e interpretação dos dados registrados por estas duas redes

na ZSA.

As áreas epicentrais da ZSA estão localizadas na margem noroeste da Província

Borborema, nas proximidades do Lineamento Transbrasiliano (LT), uma zona de

cisalhamento com trend NE-SW que corta a região de estudo. Identificamos áreas sísmicas

com hipocentros localizados entre 1km e 8km. Os mecanismos focais encontrados foram do

tipo transcorrente, predominante na Província Borborema.

Foi realizada uma integração entre dados sismológicos, geológicos e geofísicos

(aeromagnéticos) e mostramos que, em um dos casos, as falhas sismogênicas encontradas

estão orientadas na mesma direção das estruturas frágeis locais observadas em campo e de

lineamentos magnéticos. Essas estruturas podem desemoenhar a função de indicador de

sismicidade na ZSA.

A direção do esforço máximo horizontal (SHmax) na região foi estimada usando uma

inversão de sete mecanismos focais. O esforço horizontal possui máxima compressão com

com orientação NW – SE (σ1=292° Az) e extensão com direção NE – SW (σ3=202° Az) e σ2

vertical. Os esforços nessas direções estão associados à superposição do esforço tectônico

regional (devido à compressão da cordilheira meso-oceânica e dos Andes) com esforços

tectônicos locais (devido à margem continental passiva) influenciando, dessa forma, na

orientação dos esforços responsáveis pelos tremores na Zona Sísmica Acaraú.

Apesar da proximidade da atividade sísmica na ZSA do LT não podemos afirmar que

esta sismicidade é uma reativação do Lineamento Transbrasiliano. Na Província Borborema


vi

a correlação entre atividade sísmica e grandes feições geológicas é bastante rara, exceto em

algumas partes do Lineamento Pernambuco.

Palavras-chave: sismicidade intraplaca, mecanismos focais, Lineamento Transbrasiliano,

esforço intraplaca, Domínio Médio Acaraú.


vii

ABSTRACT

Inside of the Borborema Province the Acaraú Seismic Zone is one of the most seismic

active regions. In January, 2008 the ZSA seismic activity has increased and it was deployed

a seismographic network with 11 digital stations. In 2009, another earthquake sequence

began and it was deployed another seismographic network with 6 stations near the Santana

do Acaraú town. This thesis presents the results obtained by analyzing the data recorded in

these two networks.

The epicentral areas are located near the northeastern part of the Transbrasiliano

Lineament, a shear zone with NE–SW-trending that cuts the study area. The hypocenters are

located between 1km and 8km. The strike–slip focal mechanisms were found, which is

predominant in the Borborema Province.

An integration of seismological, geological and geophysical data was performed and

it show that, in one example, the seismogenic faults found are oriented in the same direction

to the local brittle structures observed in field and magnetic lineaments.

The maximum compressional stress (SHmax) direction in ZSA was estimated using

an inversion of seven focal mechanisms. The horizontal maximum compression stress with

orientation NW–SE (σ1 = 292°) and extension with NE–SW (σ3 = 202°) and σ2 vertical.

These results are consistent with results of previous studies.

The seismic activity recorded of the Acaraú Seismic Zone is not related to a possible

reactivation of the Transbrasiliano Lineament.

Keywords: intraplate seismicity, focal mechanisms, Transbrasiliano Lineament, intraplate

stress, Médio Coreaú Domain.


viii

INDÍCE

Páginas

AGRADECIMENTOS iii

RESUMO v

ABSTRACT vii

ÍNDICE viii

ÍNDICE DAS FIGURAS x

ÍNDICE DAS TABELAS xiii

LISTA DE ABREVIATURAS xiv

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 1

1.1 – Sismicidade na Província Borborema 3

1.2 – Sismicidade na Zona Sísmica Acaraú (ZSA) 4

1.3 – Sismotectônica da Área de Estudo (ZSA) 7

1.4 – Geologia da Àrea de Estudo (ZSA) 10

1.5 – Objetivos da Tese 13

CAPÍTULO 2 – METODOLOGIA 14

2.1 - Aquisição e Processamento dos Dados 15

2.1.1 – Rede SB 15

2.1.2 – Rede SA 15

2.2 – Escolha de Dados Consistentes e dos Modelos de Velocidades 16

2.3 – Determinação Hipocentral 19

2.4 – Relocação Hipocentral 20

2.5 – Determinação dos Mecanismos Focais 22

2.6 – Determinação dos Esforços Tectônicos 26


ix

CAPÍTULO 3 – ARTIGO 1 29

The 2008 Meruoca Granite earthquake sequence in Brazil consistent with the magnetic

fabric.

CAPÍTULO 4 – ARTIGO 2 54

Influence of the continental margin on the stress field and seismicity in the intraplate Acaraú

Seismic Zone, NE Brazil.

CAPÍTULO 5 – CONSIDERAÇÕES FINAIS 84

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 87

ANEXO A 98

Artigo publicado em co-autoria na Academia Brasileira de Ciências.

Título: Seismogenic faulting in the Meruoca granite, NE Brazil, consistent with a local weak

fracture zone.

ANEXO B 116

Parâmetros hipocentrais dos melhores 24 eventos registrados em pelo menos 10 (dez)

estações da rede SB.

ANEXO C 119

Parâmetros hipocentrais dos melhores 12 eventos registrados em pelo menos 4 (quatro)

estações da rede SA.


x

ÍNDICE DAS FIGURAS

Figura 1.1 – Sismicidade na Província Borborema no período de 1720 a 2013. 4

Figura 1.2 – Mapa sismotectônico da parte norte da Província Borborema. 9

Figura 1.3 – Mapa geológico da região noroeste do Ceará. 12

Figura 2.1 – Redes sismográficas da área de estudo . 14

Figura 2.2 – Sismograma do evento ocorrido no dia 13 de agosto de 2008 registrado em

onze estações da Rede SB. 17

Figura 2.3 – Sismograma do evento ocorrido no dia 11 de outubro de 2010 registrado em

seis estações da Rede SA. 17

Figura 2.4 – Diagrama de Wadati para a rede SB com 93 eventos bem consistentes (rede

SB) 18

Figura 2.5 – Diagrama de Wadati para a rede SA com 56 eventos bem consistentes (rede

SA) 19

Figura 2.6 – Diagrama ilustrando alguns parâmetros importantes para a execução do

programa hypoDD. 21

Figura 2.7 – Representação geométrica dos parâmetros de falha. 23

Figura 2.8 – Relação entre planos de falhas e auxiliar com o quadrantes de empurrão e

puxão em torno do hipocentro de um sismo. 24

Figura 2.9 – Diagrama esquemático dos mecanismos focais e dos tipos possíveis de

movimento. 25

Figura 2.10 – Ilustração mostrando o processo de liberação de esforços tectônicos. 27

Figure 3.1 – Simplified geologic map of northern part of the Borborema Province and

location of the study area. 32

Figure 3.2 - Map of the SB network showing the digital seismographic stations. 34


xi

Figure 3.3 - Seismogram of the local event recorded at eleven stations on August 13, 2008

36

Figure 3.4 - Temporal distribution of the Meruoca seismicity (2.820 events) from June 5 to

September 14, 2008. 38

Figure 3.5 – Wadati diagram for the Meruoca seismicity (SB network). 39

Figure 3.6 – Epicentral map of the 24 events with erz ≤ 0.2 km, erh ≤ 0.1 km, rms ≤ 0.03s

(SB network) 40

Figure 3.7 – a) Map of the 8 relocated events selected to estimate the direction and dip of

the fault; b) projections in the cross-sectional view perpendicular (BA) and parallel (BC) to

the fault. 41

Figure 3.8 – Composite focal mechanism for the 8 relocated events. 42

Figure 3.9 – Map of analytical signal amplitude (ASA) for the Meruoca. 44

Figure 3.10 – Map of Euler solutions for the Meruoca. 45

Figure 4.1 – Simplified seismo-tectonic map of Borborema Province. 57

Figure 4.2 – Seismicity of the northwestern part of the Borborema Province. 60

Figure 4.3 – Seismogram of the local event recorded at the eleven stations on August 13,

2008. 63

Figure 4.4 – Temporal distribution of the Santana do Acaraú seismicity (450 events) from

December 17, 2009 to December 28, 2010, as recorded by the local network. 65

Figure 4.5 – Composite Wadati diagram for the Santana seismicity. 66

Figure 4.6 – Epicentral map of the first SA network 67

Figure 4.7 – Epicentral map of the second SA network 68

Figure 4.8 - Epicentral map of the 56 events relocated using the hypoDD 69

Figure 4.9 – Projection map of the 12 events selected of focal mechanism. 71

Figure 4.10 – Composite focal mechanism for the 12 events selected . 72


xii

Figure 4.11 – Inversion of seven focal mechanisms for the ZSA. 75

Figure A.1 – A) Borborema Province with structures compartments; B) Geologic map of the

MCD 102

Figure A.2 – Epicentral map for the 24 best events in the Meruoca granite. 103

Figure A.3 – Pictures and sketches of faults in the Meruoca granite. 108

Figure A.4 – Paleotress diagrams for the Meruoca granite. 109

Figure A.5 – Sections showing sharp contact between the rocks and veins in the Meruoca

granite. 110


xiii

ÍNDICE DAS TABELAS

Tabela 1.1 – Principais sismos com magnitude acima de 3,0 mb na ZSA. 6

Tabela 2.1 – Database com os mecanismos focais usados para o cálculo dos esforços 28

Table 4.1 – Focal mechanisms in the NC area 74

Table 4.2 – Results of stress inversion of focal mechanisms. 74

Tabela B.1 – 24 melhores eventos registrados na Rede SB 118

Tabela C.1 – 12 melhores eventos registrados na Rede SA. 121


xiv

LISTA DE SÍMBOLOS E ABREVIATURAS

CPRM Serviço Geológico do Brasil;

LabSis/UFRN Laboratório Sismológico da Universidade Federal do Rio Grande do

Norte;

mb Magnitude de ondas de corpo;

mR Escala de magnitude regional do Brasil;

MM Escala de intensidade Mercali Modificada;

RBGf Boletim Sísmico da Revista Brasileira de Geofísica

USP Universidade de São Paulo;

UnB Universidade de Brasília;

UNESP Universidade Estadual Paulista;

UFRN Universidade Federal do Rio Grande do Norte;


1

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

Apesar de menos recorrente, em relação à sismicidade nas bordas de placas

tectônicas, a sismicidade intraplaca merece atenção especial. Devido à menor frequência

com que ocorrem grandes sismos no interior das placas, surge um problema de grande

importância: a avaliação do potencial sismogênico de uma dada região. Dessa forma, os

mecanismos da atividade sísmica em regiões continentais estáveis ainda são pouco

entendidos, em relação aqueles que geram sismos nos limites das placas. Esta tese

pretende fornecer uma contribuição no entendimento da sismicidade e dos esforços em

regiões intraplaca.

Esta tese é apresentada na forma de artigos e tem como objetivo o estudo da

sismicidade recente da Zona Sísmica Acaraú (ZSA), área de estudo, que está localizada

na região noroeste do estado do Ceará, margem noroeste da Província Borborema,

Nordeste do Brasil.

O conteúdo desta tese está dividido em cinco capítulos e três anexos. O capítulo 1

mostra a sismicidade na Província Borborema com ênfase nas principais áreas sísmicas

ativas, destacando a ZSA. Aspectos geológicos e sismotectônicos são mostrados para

discutir a sismicidade e a correlação com a geologia na Província Borborema, inserir a

área de estudo nesses contextos e listar os objetivos gerais e especifícos da tese.

No capítulo 2 são mostrados, sequencialmente, os processos de aquisição de

dados, as metodologias e os programas utilizados para obter os resultados propostos. No

capítulo 3 é estudada a sismicidade na Serra da Meruoca no ano de 2008 e sua correlação

com feições estruturais e anomalias magnéticas mapeadas (Artigo 1). No capítulo 4 são

apresentados o estudo da sismicidade próximo à cidade de Santana do Acaraú, a direção

dos esforços tectônicos para toda a ZSA e a correlação com a margem passiva (Artigo 2).

Para a determinação da direção do esforços, foram utilizados os mecanismos focais

destas duas áreas sísmicas citadas (Artigos 1 e 2) e os publicados em trabalhos anteriores,

Senador Sá (França et al. 2004), Groaíras, Hidrolândia e Irauçuba (Ferreira et al. 1998).


2

No capítulo 5 são mostradas as considerações finais sobre as discussões e

resultados apresentados nos capítulos 3 e 4. Nos anexos A, B e C são mostrados,

respectivamente: um artigo que foi publicado em 2014 na Academia Brasileira de

Ciências, em que o doutorando foi co-autor; os parâmetros hipocentrais dos principais

sismos registrados na rede de estações instalada na Serra da Meruoca; os parâmetros

hipocentrais dos principais sismos registrados na rede de estações localizada em Santana

do Acaraú.

Um sismo é resultado da atuação de esforços tectônicos sobre uma dada estrutura

geológica localizada na parte rígida da Terra. O regime de esforços na litosfera pode ser

devido a forças de origem local ou regional. As forças de origem local, geralmente, são

causadas por heterogeneidades estruturais, carga e descarga sedimentar de bacias,

anomalias térmicas na astenosfera e influência das margens continentais passivas, como

no nordeste (Assumpção 1998; Bezerra & Vitta-Finzi 2000; Bezerra et al. 2014) e no

sudeste do Brasil (Assumpção 1998). Segundo Turcotte et al. (1977), em margens

continentais passivas o estado dos esforços ocorre devido à temperaturta da litosfera,

flexura da crosta e mudança na espessura (como no sudeste e na parte central do Brasil

(Assumpção et al. 2004). As forças regionais estão relacionadas com a movimentação

das placas litosféricas, forças resistivas devido a interação entre as placas tectônicas,

empurrão da cadeia meso-oceânica devido a sua maior elevação, influência das margens

continentais ativas, como na Austrália (Coblentz et al. 1995; Sandiford & Egholm 2008),

entre outros fatores.

O conhecimento sobre sismicidade e esforços intraplaca no Brasil é essencial para

o entendimento dos mecanismos responsáveis pelo surgimento de sismos locais, pela

deformação tectônica regional e para atualizações de parâmetros (hipocentros,

magnitudes, hora de origem, etc) para boletins sísmicos (RBGf) e mapas de esforços

litosféricos mundial (Word Stress Map; Zoback et al. 1989; Zoback 1992; Heidbach et al.

2010).

Apesar do Brasil estar localizado na porção continental estável da placa tectônica

Sulamericana, possui importantes regiões com fonte de sismos intraplaca, como as

regiões sudeste e nordeste. O abalo sísmico que alcançou maior magnitude no Brasil (6,2


3

mb), até o momento, teve seu epicentro localizado no estado de Mato Grosso, no ano de

1955 (Barros et al. 2009).

1.1 – SISMICIDADE NA PROVÍNCIA BORBOREMA

No Brasil, a Província Borborema (PB) é a área com maior atividade sísmica do

tipo intraplaca (Figura 1.1). Em alguns casos, os sismos causam sérios danos em

habitações e levam transtornos à população que, algumas vezes, “entram” em pânico,

como por exemplo em João Câmara, em 1986 (Veloso 2012) e na Serra da Meruoca, em

2008 (Oliveira 2010).

A atividade sísmica na região têm se manifestado, geralmente, na forma de

sequências com pequenas e longas durações (Ferreira et al. 1998; França et al. 2004;

Oliveira 2010; Lima Neto et al. 2013, 2014) e com a profundidade raramente excedendo

10 km. Como mostrado em Ferreira et al. (1998), os sismos que alcançaram maior

magnitude ocorreram em Cascavel – CE (5,2 mb, 1980), João Câmara – RN (5,1 mb,

1986; 5,0 mb, 1989) e Irauçuba – CE (4,9 mb, 1991) (Figura 1.1).

Entre as áreas mais sísmicamente ativas da PB, destaca-se a ZSA (Figura 1.1),

localizada na transição entre os Domínios Médio Coreaú (DMC) e Ceará Central (DCC),

localizados no estado do Ceará. Desde agosto de 2007, o monitoramento na ZSA, está

sendo auxiliado pela estação de Sobral (SBBR). As atividades sísmicas na Serra da

Meruoca e próximo à Santana do Acaraú foram inicialmente monitoradas pela estação

SBBR. Posteriormente, foram instaladas redes sismográficas locais para estudar

atividade sísmica na Serra da Meruoca, região de Sobral, em 2008 (rede SB), e nas

proximidades de Santana do Acaraú, em 2009 (rede SA). Os conjuntos de dados

registrados nas redes instaladas nessas áreas sísmicas constituem a base para a realização

dos objetivos de estudo e pesquisa desta tese.


4

Figura 1.1 – Sismicidade na Província Borborema entre 1720 e 2013 com magnitudes

acima de 2,5 mostrando as principais áreas sismicamente ativas na região nordeste:

ZSA – Zona Sísmica Acaraú (quadrado na parte superior esquerda), borda da Bacia

Potiguar e Lineamento Pernambuco (LP). As “bolas de praia” representam

mecanismos focais. LT e LP representam os Lineamentos Transbrasiliano e

Pernambuco, respectivamente. Os traços laranjas são falhas mapeadas (CPRM, 2009)

e o quadrado indica a área de estudo. Fonte: Boletim Sísmico Brasileiro (USP, UFRN,

UnB, IPT, UNESP).

1.2 – SISMICIDADE NA ZONA SÍSMICA ACARAÚ (ZSA)

A ZSA é uma das principais áreas sísmicas ativas dentro da Província Borborema

e possui atividade sísmica desde o século XIX (Ferreira & Assumpção 1983). A

instalação de redes locais nessa área iniciou-se após a sequência de dois tremores de


5

magnitudes 4,1 mb e 3,9 mb (Tabela 1.1), ocorridos em Groaíras no dia 30 de março de

1988, alcançando intensidade VI MM na área epicentral (Ferreira et al. 1998).

No dia 19 de abril de 1991 um sismo com magnitude 4,9 mb ocorreu nas

proximidades de Irauçuba, alcançando intensidade VI MM e foi instalada uma rede

sismográfica local na região, a qual operou até o dia 31 de maio do mesmo ano. No dia

27 de maio de 1991, esta rede registrou um sismo de magnitude 2,4 mb com epicentro em

Hidrolândia, provocando o deslocamento da rede, no dia 31 de maio, para este novo local

(Ferreira et al. 1998).

Em 1992, o monitoramento da região foi realizado com uma rede aberta com três

estações analógicas portáteis instaladas em Coreaú, Uruoca e Granja e operaram entre 03

de maio e 04 de junho de 1992, registrando 78 eventos. Após um tremor de magnitude

3,2 mb (Tabela 1.1), ocorrido no dia 09 de junho de 1997 em Senador Sá, foi instalada

uma rede sismográfica constituída de 8 estações, que operou entre 18 de junho e 05 de

novembro de 1997. Durante sua operação, foram registrados mais de 2000 eventos, tendo

o maior deles, atingido uma magnitude de 3,0 mb (Tabela 1.1; França et al. 2004).

Em agosto de 2007, foi instalada uma estação sismográfica (SBBR), com sensor

tri-axial do tipo banda larga (broadband, BB) nas proximidades da cidade de Sobral, com

o objetivo de monitorar a sismicidade na ZSA e também obter registros de telessismos, a

serem utilizados em estudos crustais.

Em janeiro de 2008, com um evento alcançando 2,5 mb, iniciou-se uma intensa

atividade sísmica na Serra da Meruoca (proximidades da cidade de Sobral), registrada

inteiramente pela estação SBBR. Após um abalo com magnitude 4,2 mb (Tabela 1.1),

ocorrido em maio de 2008, foi instalada uma rede sismográfica local (rede SB) com 11

estações digitais. A rede SB operou entre junho e setembro de 2008, registrando cerca de

2820 sismos.

Durante sua operação, a rede SB registrou vários sismos ocorridos próximo à

cidade de Santana do Acaraú. Em agosto de 2009, após um tremor de 2,7 mb e um

aumento sequencial da sismicidade foi instalada outra rede sismográfica local constituída

de 6 estações: a rede SA, operando entre dezembro de 2009 e dezembro de 2010.


6

As informações dos dados mais recentes foram retiradas do blog “Sismos do

Nordeste” (http://sismosne.blogspot.com.br/). Ultimamente, as cidades mais abaladas por

tremores de terra na ZSA são as cidades de Massapê, Santana do Acaraú e Sobral. Nos

dias 04, 19 e 23 de abril de 2011, às 15h20min UTC, 01h19min UTC e 02h58min UTC,

respectivamente, foram registrados três sismos nas estações SBSF e SBBR com

magnitude de até 2,7 mb, sendo sentidos em Massapê e principalmente em Várzea da

Cruz, localidade desta cidade. Segundo informações da Defesa Civil de Sobral, no dia 08

de agosto ocorreu um abalo sísmico que foi sentido principalmente na Serra de Meruoca

e em Sobral. A análise dos dados registrados da estação NBLI (RSISNE), localizada em

Livramento, no estado da Paraíba, mostrou que o sismo ocorreu às 13h53min UTC, com

magnitude preliminar estimada em 3,0 mb (Tabela 1.1). A estação NBLI está localizada

aproximadamente a 570 km do epicentro deste evento.

Tabela 1.1 – Principais sismos com magnitude ≥ 3,0 mb na área de estudo (ZSA).

LOCALIDADE ANO MAGNITUDE (mb) FONTE

Granja 1942 3,0 RBGf

São Luis do Curú 1974 3,3 RBGf

Itapajé 1987 3,0 RBGf

Groaíras 1988 3,9 e 4,1 RBGf

Frecheirinha 1989 3,2 RBGf

Irauçuba 1991 4,9 RBGf

Groaíras 1995 3,4 RBGf

Frecheirinha 1997 3,2 RBGf

Senador Sá 1997 3,0 e 3,2 RBGf

Serra da Meruoca 2008 3,1; 3,7; 3,9 e 4,2 RBGf

Serra da Meruoca 2011 3,0 RBGf

http://sismosne.blogspot.com.br/


7

No dia 17 de fevereiro de 2012, às 7h11min UTC, foi registrado nas estações

SBBR e NBMO um tremor de magnitude 2,5 mb com epicentro na cidade de

Barroquinha. No dia 2 de agosto de 2012, dois eventos com magnitudes 2,9 mb (7h14min

UTC) e 2,2 mb (7h41min UTC), foram sentidos entre a serra da Meruoca e Sobral. Entre

os dias 03 e 09 de novembro de 2012, foram registrados treze abalos sísmicos na Serra da

Meruoca e nove abalos sísmicos na região de Santana do Acaraú, registrados nas estações

NBMO, SBBR e NBPS (RSISNE). Um dos sismos (ocorrido no dia 03 de novembro) na

Serra da Meruoca, às 07h30min UTC, atingiu magnitude 1,8 mb. Entre os sismos

ocorridos nas proximidades de Santana do Acaraú, dois atingiram magnitudes de 2,1 mb e

1,9 mb, às 05h18min UTC e às 09h33min UTC, respectivamente. No ano de 2013 foram

sentidos e registrados vários abalos sísmicos na região da Serra da Meruoca e Sobral.

Entre os principais, podemos citar: o sismo ocorrido no dia 17 de março que atingiu 2,9

mb (20h28min UTC); dois sismos registrados no dia 24 que atingiram 2,3 mb (2h20min

UTC) e 1,7 mb (2h21min UTC); dois tremores ocorridos no dia 27 de março com um

deles atingindo 2,6 mb (15h41min UTC); um tremor ocorrido no dia 5 de maio

alcançando 2,1 mb (7h20min UTC); um abalo sísmico ocorrido no dia 24 de outubro com

2,2 mb de magnitude (7h37min UTC) e tremor ocorrido no dia 25 de novembro com

magnitude 2,2 mb registrado às 13h06min UTC.

1.3 – SISMOTECTÔNICA DA ÁREA DE ESTUDO (ZSA)

A sismicidade intraplaca tem sido explicada, principalmente, pela concentração de

esforços, reativação de zonas de fraqueza pré-existentes ou ambos (Sykes 1978; Johnston

1989, Lopes et al. 2010).

A determinação do campo de esforços tectônicos com o auxílio de mecanismos

focais tem sido utlizado com sucesso para discutir a ocorrência de sismos intraplaca ao

redor do mundo, como: 1) na Australia (Allen et al. 2005; Sandiford et al. 2004); 2) na

Corea do Sul (Chang et al. 2010); 3) na América do Norte (Zoback 1992; Liu & Zoback

1997; Hurd & Zoback 2012); 4) no Reino Unido (Baptie 2009); 5) no Leste Africano

(Delvaux & Barth 2009) e; 6) na Província Borborema (Assumpção 1992; Ferreira et al.

1998; Lopes et al. 2010; Bezerra et al. 2011 e Lima Neto et al. 2013, 2014).


8

O campo regional de esforços da Australia é caracterizado pelas zonas de

subducção, cadeia meso-oceânica e colisões entre placa continental e arcos de ilhas

(Coblentz et al. 1995; Sandiford & Egholm 2008) e é dominado por SHmax na direção

NW-SE (Allen et al. 2005; Sandiford et al. 2004). Entre a margem passiva da Arabia e a

placa Iraniana o estado de esforço é consistente com um regime de esforços

transcorrentes do embasamento continental (Navabpour et al. 2008; Navabpour & Barrier

2012). Na região norte da Europa, apesar do espalhamento nas observações do esforço na

plataforma continental, o SHmax regional está orientado quase que perpendicular a linha

de costa (Müller et al. 1992; Golke et al. 1996). Na margem atlântica da América do

Norte, os esforços compressionais tendem a se orientar na direção ENE-WSW, quase que

paralelo à linha de costa nordeste (Zoback 1992).

O estado de esforço tectônico atual na PB foi determinado, principalmente, através

de breakouts (Lima et al. 1997) e mecanismos focais (Ferreira et al. 1998; Lima Neto et

al. 2014; Lopes et al. 2010; Reis et al. 2013) mostrando que essa província está sob um

regime transcorernte de esforços com SHmax orientado na direção E-W, paralelo à

margem continental passiva.

Na PB, na grande maioria dos casos, a correlação entre a sismicidade e falhas

mapeadas é rara (Ferreira et al. 1998). Entretanto, recentemente, Ferreira et al. (2008),

Lopes et al. (2010) e Lima Neto et al. (2013) mostraram clara correlação entre a

sismicidade ocorrida em Caruaru, São Caetano e Belo Jardim com o Lineamento

Pernambuco, uma zona de cisalhamento dúctil com, aproximadamente, 700 km de

extensão, que deforma a PB (Figura 1.2).


9

Figura 1.2 – Mapa sismotectônico da parte norte da PB. As “bolas de praia”

representam os mecanismos focais. As barras inseridas nos mecanismos focais

representam a direção do esforço máximo horizontal (SHmax). Mecanismos focais: A e

B – João Câmara, C – Augusto Severo, D – Tabuleiro Grande, E – Palhano, F –

Pacajus, G – Cascavel, H e I – Irauçuba, J – Groaíras, K – Senador Sá, L –


10

Hidrolândia, Q – Serra da Meruoca e M – Santana do Acaraú. LT – Lineamento

Transbrasiliano. Bacias sedimentares: PA – Parnaíba, JA – Jatobá e PO – Potiguar.

1.4 – GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO (ZSA)

A PB cobre uma área de aproximadamente 900 km de comprimento e 600 km de

largura, possui várias falhas ativas e é dividida por um complexo sistema de zonas de

cisalhamento que limitam diferentes domínios litoestratigráficos (Bezerra et al. 2011).

Localizada na margem noroeste da PB, a Zona Sísmica Acaraú está localizada

entre dois domínios geotectônicos: o DMC (Santos et al. 2008) e o DCC (Santos et al.

2009). Esses domínios possuem diversas unidades litoestratigráficas e várias zonas de

cisalhamento com trend NE-SW (Figura 1.3), destacando-se o Lineamento

Transbrasiliano (LT), uma extensa faixa milonítica que se estende para nordeste, até a

África Ocidental (falha de Kandi), e para sudoeste, até a região central do Brasil (Caby &

Arthaud 1986) . O LT é a estrutura tectônica que divide o DMC e o DCC em dois

domínios (Figura 1.3). As marcas do trend NE – SW do LT no relevo continental são

notáveis em vários trechos ao longo de sua extensão, como no controle estrutural do

curso do rio Paraguai por 150 km, na região do Pantanal (Assine & Soares 2004) e nas

escarpas abruptas e retilíneas das serras da Meruoca e do Rosário, no noroeste cearense

(Peulvast & Sales 2004).

O DMC compreende um cinturão colisional Brasiliano/Panafricano formado

durante a aglutinação do Gondwana oeste e possui embasamento Paleoproterozóico

composto de gnaisses migmatíticos e granulitos de caráter juvenil, que estão cobertos por

rochas do Paleoproterozóico tardio e Neoproterozóico, intrudidas por granitos sin a pós-

tectônicos (Santos et al. 2008). O DMC é caracterizado, tectonicamente, por um sistema

de zonas de cisalhamento Neoproterozóicas de direção NE – SW (Santos et al. 2008;

Figura 1.3) e ocupa uma posição de destaque na formulação de um modelo geodinâmico

para a orogênese Brasiliana, em correlação com os grandes traços da cadeia Pan –

Africana na África ocidental (Santos et al. 2008).

Diferentes texturas e condições metamórficas variadas no DMC sugerem um

evento progressivo deformacional diferente do ocorrido durante a orogenia


11

Neoproterozóica. A deformação Neoproterozóica no DMC produziu tectonismo

tangencial, caracterizada por foliações de médio a baixos ângulos, mergulhando para

Sudeste (Santos et al. 2008).

O granito Meruoca (local aonde está situada a maioria das estações da rede SB;

Figura 1.3 e Figura 2.1), tem afinidade alcalina, posicionamento mais raso e tardio em

relação ao granito de Mucambo e compreende um exame de diques ácidos sub-alcalinos

vizinhos (Jardim de Sá 1994). Os plutons Meruoca e Mucambo são truncados a leste pelo

sistema de falhas normais Café – Ipueiras, separando-os da Bacia Jaibaras (BJ; Figura

3.2) e parecem igualmente controlados pelo LT.

A BJ tem idade cambro-ordoviciana e ocorre em terrenos Pré-Cambrianos da PB,

compreendendo eventos importantes de evolução magmática em que surgiram o enxame

de diques de Coreaú e o alojamento dos granitos Meruoca e Mucambo, por exemplo

(Oliveira 2001). Além disso, a BJ é uma estrutura alongada com orientação NE-SW que

se extende para sudoeste sob as rochas sedimentares da Bacia Paranaíba e representou

uma reativação frágil do LT (Oliveira & Mohriak 2003).

O DCC está situado entre os Lineamentos Transbrasiliano (Figura 1.3) e Senador

Pompeu e consiste de embasamento gnáissico, formado durante a colagem

transamazônica, com a inclusão de um importante núcleo Arqueano (Maciço Tróia-

Tauá), além de conter uma série de seqüências supracrustais neoproterozóicas,

remanescentes de cinturões de dobramentos (quartzitos, pelitos, unidades carbonáticas

menores), e plutonismo brasiliano expressivo (Santos et al. 2009). Além disso, o DCC é

caracterizado por tectônica recumbente de larga escala com gnaisses policíclicos e

supracrustais com deslocamento (Caby & Arthaud 1986).


12

Figura 1.3 – Mapa geológico da área de estudo. DMC – Domínio Médio Coreaú e DCC

– Domínio Ceará Central. Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo - Programa

Geologia do Brasil, CPRM, Brasília. 2004.


13

1.5 – OBJETIVOS DA TESE

O objetivo principal da tese é identificar as principais características da sismicidade

recente na Zona Sísmica Acaraú procurando identificar feições responsáveis desta

atividade sísmica e correlacionar com alguma estrutura geológica.

Os objetivos gerais são: mostrar as distribuições hipocentrais dos sismos registrados

nas redes instaladas na região entre 2008 e 2010, caracterizar os falhamentos

sismogênicos, analisar a correlação com feições geológicas e determinar a orientação dos

esforços tectônicos responsáveis pelos abalos sísmicos na área de estudo.

Os objetivos específicos são:

Determinação hipocentral dos sismos registrados na rede SA;

Relocação dos hipocentros dos sismos registrados na rede SB;

Determinação dos mecanismos focais dos sismos registrados nas redes SB e SA;

Utilização dos resultados obtidos na discussão da correlação entre a sismicidade e as

principais feições geológicas da região.

Determinação da direção do esforço médio a partir dos mecanismos focais.


14

CAPÍTULO 2 – METODOLOGIA

Este capítulo contém informações sobre aquisição e análise dos dados das redes

locais da Serra da Meruoca e de Santana do Acaraú, que foram instaladas entre 2008 e

2010, na ZSA (Figura 2.1). A coleta de dados e manutenção das estações foram

realizadas por técnicos do LabSis/UFRN. As estações possuem configuração e

fabricantes diferentes. Assim, as informações sobre as mesmas serão dividida em duas

seções.

Figura 2.1 – Redes sismográficas instaladas na área de estudo. Os triângulos azuis

representam as estações sismográficas digitais e os símbolos em forma de diamantes

representam as cidades.

2.1 – AQUISIÇÃO E PROCESSAMENTO DOS DADOS


15

2.1.1 – REDE SB

Nesta rede foram utilizados equipamentos do Laboratório de Estudos Litosféricos

da UnB e estações de período curto do Projeto do Milênio e foi constituída de

equipamentos fabricados pela Geotech Instruments, LCC, com estações providas de

sismômetros de período curto (short period, SP), modelo S13J (com componentes:

vertical, N-S e E-W), e de sismômetros de banda larga (broadband, BB), modelo

KS2000M, tri-axial. O sismômetro S13J possui uma frequência natural de 1Hz e uma

constante de transdução de 344 V(m/sec), enquanto o sismômetro modelo KS2000M

possui uma resposta homogênea de 0,0083 a 50 Hz. Os sinais foram digitalizados pelo

registrador SMART-24 (R) com três canais e 24bits. A rede SB operou de 06 de junho a

24 de setembro de 2008, com até 11 estações, registrando cerca de 2820 sismos, com

magnitude até 3,5 mb.

As estações da rede SB funcionaram de duas formas: 1) registrando arquivos em

contínuo, com taxa de amostragem de 100 amostras por segundo (samples per second,

sps), com cada registro possuindo uma hora de duração; 2) registrando arquivos de

eventos com 500 sps, gerando arquivos de um minuto de duração, cada um. O critério de

disparo (trigger), para eventos, era quando a média do sinal, num intervalo de 0,1s era 3

vezes maior que a média do sinal num intervalo de 1s precedente.

2.1.2 – REDE SA

A rede SA foi composta por 6 estações digitais, equipamentos pertencentes ao

Pool de Equipamentos Geofísicos do Brasil (PEGBr), sediado no Observatório Nacional

e com financiamento da PETROBRAS. Cada estação era composta por um sensor triaxial

de período curto L4A (Sercel), um registrador DAS 130 (Reftek). A rede SA operou

entre dezembro de 2009 e dezembro de 2010 com duas configurações. A primeira

configuração foi mantida entre dezembro de 2009 e setembro de 2010 e a segunda, de

outubro até dezembro de 2010.

A rede SA registrou arquivos em contínuo, com taxa de amostragem de 100 sps,

com cada registro possuindo uma hora de duração. O formato inicial era o original do

equipamento: reftek. Entretanto, foi necessário converter os dados do formato reftek para


16

o formato “*.sac-*”. Para selecionar os eventos, foi escrito um programa: o “trigger”

(Marcelo Assumpção, comunicação pessoal), que faz a detecção automática de sinais,

identificando a existência de possíveis eventos.

Após as conversões de dados e uso do “trigger” para selecionar os eventos, foi

realizada as marcações das ondas P e S usando o programa SAC (Tapley & Tull 1991).

Esse programa cria um arquivo com todas as marcações dos tempos de chegada das

ondas P e S, as respectivas polaridades associadas e os códigos de cada estação da rede

exatamente no formato de entrada para a execução do programa HYPO71 (Lee & Lahr

1975), que foi usado para calcular os hipocentros. A cada chegada de ondas P e S foi

atribuído um fator de qualidade variando de zero (ótima qualidade) a quatro (péssima

qualidade), que é utilizado como peso para a execução do programa HYPO71 e na

utilização do diagrama de Wadati.

Os possíveis eventos que foram registrados em pelo menos três estações foram

agrupados e preparados para a interpretação e marcação das fases. A análise inicial

desses eventos, na primeira configuração de rede, mostraram sismos com erros acima de

300 metros nos hipocentros e um cluster a norte da cidade de Santana do Acaraú, fora da

rede. Segundo Lee & Stewart (1981), para assegurar menores erros na determinação

hipocentral, as estações devem estar bem distribuídas, de maneira que, o epicentro esteja

circundado por elas. Dessa forma, foi deslocada a estação SAJM para sul e sua

codificação mudou para SAFL (Figura 2.1). Foram registrados cerca de 450 abalos

sísmicos com magnitude até 2,7 mb durante a operação nas duas configurações.

2.2 – ESCOLHA DE DADOS CONSISTENTES E DOS MODELOS DE

VELOCIDADES

O tipo de modelo utilizado foi o de crosta em semi – espaço infinito e homogêneo

com uma camada. A velocidade da onda P (VP) é considerado constante dentro da

camada e k=VP/VS, em que VS é a velocidade da onda S, também é constante. Os valores

de VP e VP/VS são os parâmetros do modelo. Ambos não variam lateralmente, nem com a

profundidade e nem com o tempo. Isto é aceitável, pois as estações sismográficas estão

instaladas sobre embasamento Pré – Cambriano constituído de rochas consolidadas e de


17

baixa atenuação. Em geral, isto acarreta, nos sismogramas, chegadas das ondas P e S bem

definidas (Figuras 2.2 e 2.3).

Figura 2.2 – Sismograma do evento ocorrido no dia 13 de agosto de 2008 registrado

em onze estações da Rede SB. c1p é a componente vertical, c2p a componente N-S e

c3p a componente E-W.

Figura 2.3 – Sismograma do evento ocorrido no dia 11 de outubro de 2010 registrado

em seis estações da Rede SA. SHZ é a componente vertical, SHN a componente

norte/sul e SHE a componente leste/oeste.


18

Para assegurar qualidade nos resultados, escolhemos dados consistentes de leituras

das ondas P e S utilizando o diagrama de Wadati (Figuras 2.4 e 2.5). Este diagrama

representa graficamente a diferença nos tempos de chegada das ondas P e S (tS – tP) e a

diferença entre o tempo de chegada da onda P e a hora de origem do sismo (tP – tO), para

um meio com velocidade constante, seguindo uma linha reta com inclinação que está

diretamente relacionada com a razão k = VP/VS do meio. Dessa forma, foi encontrado um

conjunto consistente de dados com um valor de k calculado.

Após essa etapa, foi determinada a velocidade da onda P (VP) da seguinte forma:

realizamos testes para determinação hipocentral e avaliamos os resíduos médios dos

tempos (rms) de chegada das ondas P e S e de localização (erz e erh), usando k e

variando VP entre 5,0 km/s e 6,4 km/s. Desa forma, optamos pelo modelo com

parâmetros que resultou verificando os menores resíduos.

Para a rede SB, obtemos os valores: Vp=6,0 km/s e VP/VS = 1,709 (±0,001) e para

a rede SB, obtemos os valores: Vp=6,0 km/s e VP/VS = 1,701 (±0,004), como mostrado

nas Figuras 2.4 e 2.5.


19

Figura 2.4 – Diagrama de Wadati para a rede SB com 93 eventos bem consistentes

para a rede SB. O melhor ajuste (reta vermelha) foi obtido com VP/VS = 1,709 (±0,001).

Figura 2.5 – Diagrama de Wadati para a rede SA com 56 eventos bem consistentes. O

melhor ajuste (reta preta) foi obtido com VP/VS = 1,709 (±0,001).

2.3 – DETERMINAÇÃO HIPOCENTRAL

Para calcular os hipocentros, foi utilizado o programa HYPO71 (Lee & Lahr 1975)

usando o modelo de velocidades encontrado com os métodos mostrados na seção

anterior. Iterativamente, supondo um hipocentro e hora de origem iniciais, o HYPO71

determina o hipocentro e a hora de origem, por aproximações sucessivas, executando o

método de Geiger. Esse método consiste em uma linearização da equação do tempo

residual (diferença entre os tempos observados e calculados das ondas sísmicas), obtida

com uma Série de Taylor de primeira ordem. Para haver convergência, é necessária uma

boa distribuição das estações em relação ao epicentro, a suposição inicial do tempo de

origem e do hipocentro, os tempos de chegada observados e o modelo de velocidade


20

usado para computar tempos de viagem e suas derivadas. Uma discussão detalhada sobre

o método de Geiger pode ser encontrada no manual do HYPO71 (Lee & Lahr 1975) e em

Lee & Stewart (1981).

2.4 – RELOCAÇÃO HIPOCENTRAL

Para a relocação, utilizamos o programa hypoDD (Waldhauser & Ellsworth 2000;

Waldhauser 2001) com o objetivo de melhorar a precisão na localização hipocentral. O

programa hypoDD realiza relocações de sismos utilizando a técnica das duplas-

diferenças (DD), levando em conta o fato de que a separação hipocentral entre dois

sismos é menor que a distância entre o evento e a estação comum, tornando as trajetórias

dos raios percorridos quase similares ao longo do caminho percorrido (Waldhauser &

Ellsworth 2000).

Os resultados da localização dos eventos determinados com o HYPO71 contêm

erros devido a imprecisões existentes no modelo crustal de velocidades que normalmente

é composto por uma ou mais camadas e cada camada possui uma velocidade média. O

algoritmo de dupla diferença (DD) pode melhorar a precisão da localização relativa,

removendo efeitos devidos à imperfeições no modelo de estrutura de velocidades

(Waldhauser & Ellsworth 2000).

Há basicamente três etapas envolvidas na relocação de eventos com o programa

hypoDD: 1) a formação de pares de eventos e sua ligação (conexão) com os pares

vizinhos, 2) a formação de clusters, e 3) relocação através das duplas diferenças. O passo

inicial é realizado usando o programa ph2dt (incluso no pacote do hypoDD) que utiliza

dados de catálogo com as fases das ondas P e S para criar um arquivo de entrada

apropriado para a execução do programa hypoDD. Através desse arquivo de entrada, o

programa ph2dt estabelece ligações (conexões) entre os pares de eventos que serão

agrupados em clusters bem conectados, de acordo com alguns parâmetros (Waldhauser &

Ellsworth 2000).

Um par de eventos contém dois hipocentros que estarão dentro de uma distância

pré-definida um do outro, registrados em uma estação comum. Essa distânica é a WDCT,


21

que é a máxima distância entre dois hipocentros para formar os pares de eventos (Figura

2.6).

Quando o ph2dt é executado, um par de eventos é conectado a um certo número de

outros pares vizinhos para formar uma cadeia contínua com vários eventos bem

conectados que irão definir um cluster. Um par vizinho é um par de eventos que estará

dentro de uma determinada distância (MAXSEP; Figura 2.6) de outro par com um

número mínimo de pares de ligações (MINLNK). MAXSEP e MINLINK são a máxima

distância hipocentral entre os pares de eventos vizinhos e o número mínimo de fases de

ondas P e S, respectivamente. Há vários outros parâmetros que podem ser utilizados para

melhorar a conexão entre os pares de eventos vizinhos e criar os clusters. Por exemplo, o

MAXDIST é a distância máxima que pode existir entre um par de evento (Figura 2.6) e

uma estação comum e pode ser usado para restringir melhor um cluster. Além disso, há

também o número máximo de ligações por par que pode ser especificado através do

MAXOBS. Todos esses parâmetros são estabelecidos nos arquivos de entrada do

programa hypoDD (Waldhauser & Ellsworth 2000).

Figura 2.6 – Diagrama ilustrando alguns parâmetros importantes que devem ser

especificados nos arquivos de entrada para a execução do programa hypoDD. A

escolha correta desses parâmetros são essenciais na relocação e detecção dos clusters


22

(pares de eventos bem conectados). Os círculos vermelhos e amarelos representam

pares de eventos vizinhos e o triângulo em azul, a estação comum, ou seja, a estação

que registrou o par de eventos.

Segundo Waldhauser & Ellwsorth (2000), uma ligação forte entre sismos é

tipicamente decidido por 8 ou mais observações. Então, selecionamos os sismos

registrados, no mínimo, em 4 estações (8 fases: 4P e 4S) registrados durante toda a

operação das redes. Durante a execução, foram testados vários parâmetros, analisados os

arquivos de saída para obtermos sismos ligados e bem conectados.

2.5 – DETERMINAÇÃO DOS MECANISMOS FOCAIS

Nos sismogramas de eventos locais, predominam as ondas P e S (Figuras 2.2 e

2.3). Quando um abalo sísmico ocorre, as ondas P e S se propagam pela terra a partir do

foco e suas polaridades (e amplitudes) são utilizadas para a determinação do mecanismo

focal, que descreve o tipo de falhamento. Os mecanismos focais também são úteis para a

correlação entre a sismicidade e feições geológicas e possibilita estimar a direção dos

esforços em uma dada região. Nessa tese, foram utilizadas somente as polaridades das

ondas P com 100% de confiança, registradas nas redes SB e SA para a determinação do

mecanismo focal.

O mecanismo focal é definido através dos seguintes parâmetros de falha: 1) strike:

direção da falha; 2) dip: mergulho da falha e; 3) rake: ângulo do deslocamento relativo

entre o teto e o muro da falha. A Figura 2.7 mostra os ângulos que descrevem a

orientação e o movimento do plano de falha. O ângulo de direção (strike) ϕ é medido a

partir do Norte no sentido horário. O ângulo de mergulho (dip) δ descreve a inclinação do

teto da falha com a horizontal. O ângulo de rake λ descreve o deslocamento do teto da

falha em relação ao muro da falha. Para: λ = 0 temos um falhamento transcorrente

sinistal; λ > 0 o teto da falha se move para cima, caracterizando um falhamento com

componente reverso; λ < 0 o teto da falha se move para baixo, caracterizando um

falhamento com componente normal e; se λ = 180°, temos falhamento transcorrente

dextral.


23

Figura 2.7 – Representação geométrica dos parâmetros de falha necessários para a

determinação do mecanismo focal (Modificado de Bormann (2002)).

O sentido do movimento inicial do solo varia entre as estações devido às suas

respectivas direções, em relação ao epicentro do sismo. O primeiro movimento

compressivo para estações sísmicas em que o deslocamento da falha é de “puxão” e de

dilatação para estações sísmicas em que o movimento da falha é de “empurrão” (Figura

2.8).


24

Figura 2.8 – Relação entre os planos de falha e auxiliar com os quadrantes de

empurrão e puxão em torno do hipocentro de um sismo (estrela) e as diferentes

polaridades das ondas registradas nas estações sismográficas. As setas pretas indicam

o movimento relativo dos blocos litosféricos para uma falha reversa (Modificado de

Lopes (2008)).

Como vemos na Figura 2.8, os primeiros movimentos se dividem em quatro

quadrantes, dois compressivos e dois distensivos, perpendiculares entre si. Estas direções

perpendiculares dividem o espaço em dois planos nodais, que diferenciam os quadrantes

de compressão e dilatação. No mecanismo focal são determinados esses planos,

chamados de planos nodais e a direção dos eixos de tração (T) e compressão (P).

Em sismologia, o problema de encontrar estes parâmetros é um problema inverso,

ou seja, a partir do conhecimento do primeiro movimento da onda P, nos sismogramas,

tentamos determinar os parâmetros de falha, os quais são responsáveis pelo padrão de

polaridades. Para isto adotamos um modelo de forças atuantes na fonte sísmica de duplo

binário sem momento (Honda, 1957, apud Kasahara, 1981) que pode ser entendido como

uma superposição de dois binários simples ortogonais. Como conseqüência deste modelo,

temos um problema ambíguo, existindo dois planos nodais capazes de reproduzir o

mesmo padrão de polaridades (Figura 2.9).


25

Figura 2.9 – Diagrama esquemático dos mecanismos focais e os dois tipos possíveis de

movimento, gerando ambigüidade. Fonte: http://www.usgs.gov/.

Esta ambigüidade pode ser solucionada se existe conhecimento da distribuição

hipocentral, o que foi feito nos casos estudados nesta tese.

Utilizamos o programa FPFIT (Reasemberg & Oppenheimer 1985) para

determinar os mecanismos focais a partir do primeiro movimento da onda P. É

considerado como padrão de irradiação um modelo de duplo binário sem momento,

permitindo calcular os parâmetros da falha, citados na seção anterior.


26

Para utilizar o programa FPFIT são necessários os seguintes dados:

1) Polaridade da primeira fase da onda P;

2) Direção da estação, em relação ao epicentro;

3) Ângulo de saída do raio do foco;

4) Peso atribuído na marcação da onda P.

O programa considera que os ângulos de incidência e o modelo utilizado estão

corretos e que a determinação hipocentral é precisa. Para se obter uma boa solução é

necessário ter um grande número de polaridades bem distribuídas na rede estereográfica.

No caso do cálculo de um mecanismo focal composto, alguns fatores podem não permitir

uma boa solução, pois nem todos os sismos têm o mesmo mecanismo e nem sempre a

zona sísmica ativa é extensa (Reasemberg & Oppenheimer 1985).

2.6 – DETERMINAÇÃO DOS ESFORÇOS TECTÔNICOS

Segundo a “teoria do rebote elástico”, elaborada por Reid em 1910, os sismos

ocorrem em regiões que estão sob esforços, acumulando energia em forma de

deformação elástica. Quando estas deformações atingem o limite de resistência das

rochas, ocorre ruptura, gerando falhamento, calor e vibrações sísmicas em todas as

direções (Figura 2.10).

Na seção anterior entendemos mecanismos focais. Os mecanismos focais dos

sismos fornecem informações sobre a resposta imediata da Terra a esforços liberados em

fraturas novas ou preexistentes. Além disso, fornecem informações sobre o regime de

esforços, bem como sobre a magnitude relativa entre os esforços principais (σ1, σ2 e σ3).

Geralmente, os eixos P e T não são necessariamente paralelos aos eixos dos esforços

principais (Assumpção 1998). Esse problema pode ser solucionado pela combinação de

mecanismos focais de falhas de diferentes direções, utilizado no método desenvolvido

por Michael (1984, 1987), que utilizamos para a determinação da direção dos esforços na

ZSA.


27

Figura 2.10 – Ilustração mostrando o processo de liberação de esforços tectônicos

gerando ruptura das rochas e um evento sísmico. As setas pretas indicam a direção dos

esforços tectônicos (Modificado de Teixeira et al. 2000).

Usamos uma combinação de mecanismos focais de falhas sismogênicas de

diferentes orientações para determinar a direção dos esforços na ZSA. Foi utilizado o

algoritmo Gridfix de Michael (1984, 1987), que determina a solução dos esforços

principais (σ1, σ2 e σ3) e do fator de forma φ = (σ2 – σ3)/ (σ1 – σ3). Esse método realiza

uma busca em um espaço pré-determinado de soluções (grid search), assumindo que a

direção do slip da ruptura do sismo ocorre em um ambiente de esforço cisalhante no

plano de falha e faz o ajuste em relação aos slips inicialmente obtidos em cada falha

sismogênica.

Utilizamos sete mecanismos focais para determinar a direção do esforço na ZSA,

mostrados na Tabela 2.1.


28

Tabela 2.1 – Base de dados constituíndo os mecanismos focais para o cálculo da

direção dos esforços tectônicos utilizando o gridfix (Michael, 1987).

Mecanis

mos

focais

Localidade Ano Lat (°) Long (°) Profun

didade

(km)

Solução do mecanismo

focal

Orientação

do eixo P

(°)

Referência

Strike Dip Rake P

1 Irauçuba a) 1991 -3.93 -39.87 8-12 298 53 -68 265 Ferreira et al.

1998

2 Irauçuba b) 1991 - - - 335 45 40 278 Ferreira et al.

1998

3 Groaíras 1988 -3.95 -40.34 6-11 173 78 -33 127 Ferreira et al.

1998

4 Hidrolândia 1991 -4.36 -40.33 0-2 353 43 37 298 Ferreira et al.

1998

5 Senador Sá 1998 -3.19 -40.43 4-5 60 65 -174 278 França et al.

2004

6 Meruoca

2008 -3.62 -40.51 1-8 81 85 161 130 Esta tese

7 Santana do

Acaraú

2010 -3.38 -40.21 3-5 118 85 -15 73 Esta tese


29

CAPÍTULO 3 – ARTIGO 1

The 2008 Meruoca Granite earthquake sequence in Brazil consistent with the

magnetic fabric

Paulo H. S. Oliveira1, Joaquim M. Ferreira

1,2*, Francisco H. R. Bezerra

1,3,

Roberta M.

Vidotti4, Aderson F. do Nascimento

1,2, José E. P. Soares

4, Reinhardt A. Fuck

4, Eduardo

A. S. Menezes2

1 – Programa de Pós – Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do

Rio Grande do Norte, Brazil;

2 – Departamento de Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil;

3 – Departamento de Geologia, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil;

4 – Instituto de Geociências, Universidade de Brasília, Brazil.

Artigo submetido ao Tectonophysics. ID do manuscrito: TECTO10076.

Data de submissão: 10/ Jan/ 2015.


30

Abstract

The origin of intraplate seismogenic faults and their relationship with basement fabric,

where they occur, have presented contrasting styles in intraplate South America. This

paper describes a sequence of small earthquakes that occurred in the Cambrian (523 Ma)

Meruoca granite in the State of Ceará, Equatorial margin of Brazil. We carried out the

seismicity monitoring with a digital seismograph network consisting of eleven stations

from June 5 to September 14, 2008 after a 4.2 mb magnitude event that occurred on May

21. We analyze the seismicity and its relatioship with the magnetic fabric of the granite

and its host basement. The focal mechanism and epicenter alignment indicate that the

seismogenic fault is a right—lateral strike-slip, ~E-W-striking fault, which dips 81o N.

The seismogenic fault cut across a close rift structure, the Jaibaras basin, related to a

continental-scale shear zone, the Transbrasiliano lineament. However, the trend and

location of the seismogenic fault is consistent with the magnetic fabric in the Meruoca

granite. The granite presents no ductile deformation, but exhibits a roughly E-W-trending

magnetic fabric, which is consistent with the fabric of the host basement. This E-W-trend

also coincides with a few local faults and a swarm of basalt dikes. The Meruoca granite

seismicity indicates that the relationship between seismogenic faults and major

lineaments in the continental margin of Brazil cannot be anticipated by the mapping of

rift structures or major lineaments.

Keywords: intraplate seismicity, magnetic fabric, aftershocks, seismogenic fault, rift.


31

3.1 – Introduction

Intraplate seismicity has been explained by the reactivation of preexisting zones of

weakness, stress concentration or both (Sykes, 1978; Johnston, 1989). In South America,

intraplate seismicity has been investigated more systematically in the last few decades

and several seismogenic zones were identified (Assumpção et al., 2014). Some of these

seismogenic zones concentrate in the Borborema Province a Precambrian terrain located

close to both the eastern and Equatorial margins of Brazil (Fig. 3.1). In the province of

Borborema, the seismicity occurs in the upper crust with hypocenters located between 1

and 12 km depth in the form of seismic sequences that can last more than 10 years.

Earthquakes have reached magnitudes up to 5.2 mb and MM intensity VII (e.g.,

Assumpção, 1992; Ferreira et al, 1998). Earthquakes in the region have reactivated

continental-scale shear zones (Ferreira et al., 2008; Lopes et al., 2010; Lima Neto et al.,

2013), reactivated existing faults (Bezerra et al., 2007), or cut across the preexisting

fabric (Ferreira et al., 1998, Assumpção et al., 2014; Lima Neto et al., 2014). In all cases,

these seismic sequences mostly occur in the Archean or Proterozoic basement.

Seismicity in this region is known since the Granja earthquake of 1810 (Ferreira

and Assumpção, 1983). In 1988, two earthquakes with magnitudes 4.0 mb and 3.9 mb

were recorded, which was followed by various seismic sequences around Granja (2.5 mb,

August 2009), Santana do Acaraú (2.7 mb, August 2009), Coreaú (2.8 mb, October 2009)

and Massapê (2.7 mb, April 2011) (Fig. 3.1).

Despite the low magnitude events, this area close to the Equatorial margin of Brazil

is one of the most important areas with seismic activity and presenting significant

seismogenic potential within intraplate South America. However, little is known about

the origin of the seismicity in these terrains and their possible links. In addition, it has

been discussed if the seismicity reactivates or cuts across the preexisting tectonic fabric

such as shear zones, foliations, and faults. Little is known about the role of poorly

investigated properties of crystalline terrains such as the magnetic fabric and its possible

role in the seismicity.


32

Figure 3.1 – Simplified geologic map of northern part of the Borborema Province and

location of the study area.

Here, we investigate the Meruoca granite seismic sequence located near Sobral,

which is close to the Equatorial margin of Brazil, and compare it with the magnetic fabric

and other active faults in the region. This seismicity started on January 28, 2008, with an

initial event reaching 2.5mb. The seismic activity increased in the following months and

a 4.2mb event occurred on May 21, which was followed by the deployment of a local

seismographic network in the area (SB Network, Fig. 3.2), with eleven digital stations

between June 5 and September 25, 2008. Our study indicates that the seismogenic fault in

the Meruoca granite is consistent with the magnetic fabric of the basement and granite.

This seismicity may represent a new type of preexisting control of the fault plane location


33

and orientation, as well as it indicates a more complex relationship between seismogenic

faults and major structures in intraplate South America.

3.2 Geological and Seismotectonic setting of the study area

3.2.1 – The Meruoca granite and its host Precambrian crystalline basement

The seismicity of the study area occurs in crystalline units close to the Equatorial

margin of Brazil. Three main units are important to understand the seismicity: the

Meruoca granite, its host basement, and the Jaibaras sedimentary basin (Fig. 3.1). The

Meruoca granite post-dates the Brasiliano orogeny (740-580 Ma, Brito Neves et al.,

2014) and is limited by faults associated to the Jaibaras sedimentary basin (Fig. 2). The

granite has a rough square shape, with 30 km in diameter and exhibits no internal

foliation (Oliveira and Mohriak, 2002). Its U-Pb zircon age is 523 ± 9 Ma (Archanjo et

al., 2009), and the host basement encompasses early Paleoproterozoic (2.36-2.30 Ga)

juvenile basement and younger late Paleoproterozoic-Neoproterozoic units. The host

basement is deformed by large-scale E-W to NE-SW-striking, strike-slip and thrust shear

zones of late Neoproterozoic age (650-550 Ma) (Santos et al., 2008).


34

Figure 3.2 – Map of the SB network showing the digital seismographic stations (blue

triangles) plotted on a simplified geological map and on a digital elevation model of the

Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM). Black squares indicate cities. The red

circle represents the epicenter of the 4.2 mb event. Key: hbs – host basement; Mgr –

Meruoca granite; JbB – Jaibaras Basin.

The Jaibaras rift, a Cambrian sedimentary basin, cuts across these units. This basin

is bounded by rift faults that reactivate the Transbrasiliano lineament, a NE-trending,

continental-scale shear zone (Figs. 3.1 and 3.2) (Oliveira and Mohriak, 2003; Santos et

al., 2008). This lineament is a NE-SW-striking shear zone that correspond to the Kandi or

Hoggar 4°50’ shear zone in West Africa (Caby, 1989; Castaing et al., 1993; Cordani et


35

al., 2013; Araújo et al., 2014). The shear zone has an alignment that stretches almost

2700 km west of the coast of Equatorial Brazil, through the Parnaiba Basin and the

Tocantins Province, to the northwest of Argentina (de Castro et al., 2014).

3.2.2. Seismicity and stress field in the Borborema Province

The continental margin of Brazil exhibits a seismicity rate 70% higher than the

average stable continental regions (Assumpção et al., 2014). This margin encompasses

the Borborema Province in NE Brazil, where most of the seismicity and active faults

concentrate along the coast (Bezerra et al., 2011).

The stress regime in the area changes in direction and regime both along the coast

and depth. Focal mechanism, borehole breakouts, fault-slip data, and inelastic strain

recovery measurements indicate that the present-day stress regime is strike-slip and that

the maximum horizontal compression is parallel to the coast, shifting from E-W to NW-

SE across the study area (Ferreira et al., 1998). In addition, a recent study indicated that

in the Potiguar Basin, about 200 km east of the study area, the stress field shifts from a

normal stress regime from 2.0 km to a strike-slip to normal stress regime at greater

depths (Reis et al., 2013). These studies indicate that local factors play a major role in

stress orientation and magnitude.

A preliminary study by Moura et al. (2013) indicated the possible link between the

seismicity in the Meruoca granite and E-W-striking faults. These faults also coincide with

an E-W-trending Jurassic-Cretaceous swarm of basalt dikes that cut across both the

basement and the granite (Moura et al., 2013).

3.3. Seismological and aeromagnetic data acquisition and processing

3.3.1. Seismological data collection and processing

The initial events that occurred in January 2008 were recorded by the broadband

station SBBR (Fig. 3.2), which operated in the area since August 2007. The number of

events increased considerably after that month. Thus, we deployed a digital seismograph

network in the study area from July 6 to September 24, 2008 (Fig. 3.2) and we collected

data during regular field trips. The local network consisted of eleven digital stations


36

composed of S13J sensors (short period; Z, N, EW), with 1 Hz frequency and

SMART24® recorders and three-component broadband KS2000M sensors with flat

response from 120 s to 50 Hz and SMART24® recorders.

We used a composite Wadati diagram to check the data consistency and to calculate

the ratio between P-wave and S-wave velocity (Vp/Vs). This diagram presents the S-wave

and P-wave time difference versus P-wave travel times, which follow a straight line with

a slope that is directly related to the VP/VS of the medium with constant wave speed

(Julia et al., 2009). Afterwards, we performed the velocity model and determined the

hypocenters using the HYPO71 code (Lee and Lahr, 1975) to evaluate the Vp. We used a

half-space model because the SB network was located on Precambrian crystalline

(mainly granitic and gneissic) rocks providing low attenuation of seismic waves and

allowing the trajectories of P and S waves in the form of a straight line. This is vindicated

by the seismogram simplicities, which show clear arrivals of P and S waves (Fig. 3.3).

We relocated the best hypocenters obtained after performing HYPO71 using the hypoDD

code (Waldhauser, 2001; Waldhauser and Ellsworth, 2000). The advantage of the

hypoDD in relation to HYPO71 is that the former takes into account that the distance of

two pairs of hypocenters is not large compared to event-station distance (Waldhauser,

2001). In addition, the Double-Difference (DD) algorithm calculated by hypoDD can

improve the accuracy of relative location removing effects due to imperfections along the

ray path (Waldhauser, 2001).


37

Figure 3.3 – Seismogram of the local event recorded at the eleven stations on August

13, 2008 showing clear P – and S – wave arrivals (vertical lines). SBBO: station code;

c1p: vertical component; c2p: E/W component and c3p: N/S component.

A set of eight first-motions (P-wave polarity data) was used to find out fault-plane

solutions using the FPFIT code (Reasenberg and Oppenheimer, 1985). We will use the

trend of hypocenters to aid in the focal mechanism interpretation, which consisted of

those events with small arrival-time residual (rms), horizontal error (erh) and depth error

(erz). FPFIT employing a grid search to find out values of strike, dip and rake and to

identify the best-fitting (Reasenberg and Oppenheimer, 1985; Hardebeck et al., 2002).

3.3.2. Magnetic data processing

The Geological Survey of Brazil (Serviço Geológico do Brasil, CPRM) provided

the airborne geophysical data as digital file, which corresponded to the Norte do Ceará

project, carried out in 2008 and 2009. A total of 111,080 km were flown for this project

to obtain high-resolution magnetic data. The acquisition characteristics included

sampling interval of 0.1 s, nominal height of 100 m above ground level, N-S flight lines,

spaced 0.5 km and E-W control lines, spaced 10 km (CPRM, 2009).

We interpolated the magnetic data by bi-directional method - BIGRID (Geosoft,

2013) in 125 m square cells. We produced a map with the magnetic signature of the

Meruoca area after micro leveling. Subsequently, we determined the 1st order horizontal

and vertical derivatives of the magnetic anomaly. We used the derivatives to produce the

analytic signal amplitude (Nabighian, 1984; Roest et al., 1992) and tilt derivative maps

(Miller and Singh, 1994).

3.4. Results

3.4.1 Hypocentral determination

Altogether, there were 2820 local events during the monitoring period from June 05

to September 14, 2008. Figure 3.4 shows the daily activity during the operation of the SB

network, which indicates that the largest number of events, was recorded on June 22,

2008.


38

Figure 3.4 – Temporal distribution of the Meruoca seismicity (2.820 events) from June 5 to

September 14, 2008. Vertical bars indicate the daily number of events recorded by the SB

network.

We selected 157 events containing at least 10 readings (5P- and 5S- readings) and

with smallest rms to evaluate the velocity model. Initially, we found a consistent set of P-

wave and S-wave readings from the data using the Wadati diagram. From the data, we

found out a subset of 93 events with consistent P-wave and S-wave readings and the ratio

VP/VS = 1.709 (±0.001) showed in Fig. 3.5. Then, we evaluated VP ranging between 5.6

and 6.5 to find out the best fitting using the HYPO71 code. The best fit was found with a

half-space with VP = 6.0 km/s.

Using this velocity model (VP = 6.0 km/s and ratio VP/VS = 1.71), we selected a

subset of 24 events with NO=10 (5P- and 5S- wave readings), rms ≤ 0.03s, erz ≤ 0.2 km,

and erh ≤ 0.2 km to perform the hypocentral determination. These 24 events are

displayed in Fig. 3.6, which shows an E-W-trending of events.


39

Figure 3.5 – Composite Wadati diagram for the Meruoca seismicity using 93 events. The

best fit (red solid line) indicates the Vp/Vs ratio of 1.709 (±0.001) with a standard deviation

(σ) of 0.0119. S – P(s) are S-wave and P-wave time difference; P – O (s) is P-wave and

origin time difference.

Afterwards, we applied the hypocentral relocation in these events and relocated the

best-located and well-linked eight events (Fig. 3.7).

3.4.2 Focal mechanism

The eight relocated events have erz ≤ 0.18 km, erh ≤ 0.15 km and rms ≤ 0.02s, and

they were selected to evaluate the azimuth and the dip of the fault plane. These relocated

earthquakes have depth ranging between 2 and 6 km. Using least squares method, we

found out strike (S) = 81º and dip (D) = 87º. With these parameters, we determined the

parallel (BC) and perpendicular (BA) projections to the estimated fault plane (Fig. 3.7).

The locations of the events indicate a roughly E-W trend, which was also observed with

the set of 24 events.


40

Figure 3.6 – Epicentral map of the SB network showing 24 events with erz ≤ 0.2 km, erh ≤

0.1 km, rms ≤ 0.03s.


41

Figure 3.7 – a) Map of the 8 relocated events selected to estimate the direction and dip

of the fault; b) projections in the cross-sectional view perpendicular (BA) and parallel

(BC) to the fault with erz ≤ 0.18 km, erh ≤ 0.1 km, and rms ≤ 0.02s.


42

We used the eight events to evaluate the composite focal mechanism from clear P-

waves polarities (100 per cent confidence). These earthquakes have similar waveforms.

Then, we assumed that these events were generated by the same source. Taking into

account the trend of the hypocenters in Fig. 3.7, we fixed the strike and dip values found

with least squares. The resulting focal mechanism that best fit this group of events has the

following parameters: S = 81°, D = 85° and rake = 161º ± 2 (Fig. 3.8). This solution

indicates a strike-slip seismogenic fault along the ~E-W direction. We name this fault as

Riacho Fundo fault due to the epicenters proximity to a village with the same name.

Figure 3.8 – Composite focal mechanism for the 8 relocated events in the lower

hemisphere, equal area projection. FP represents the fault plane. Circles and crosses

represent the dilatational and compressional of P-wave first motions, respectively. P

and T represent the tension and compression axes, respectively.

3.4.3. Aeromagnetic records and correlation with the seismological instrumental records


43

We made an analytic signal, a tilt derivative, and an Euler Deconvolution map to

compare the magnetic fabric with the Riacho Fundo fault. The 3D Analytic Signal

Amplitude (ASA) (Roest et al., 1992) was proposed to estimate magnetic source depth.

Along the years, it has been largely used to complement reduction-to-the-pole (RTP) for

low latitude, particularly when sources are shallow or regional (Li, 2006). The Meruoca

ASA signature is marked by smooth anomalies and the corresponding map shows short

wavelength and small amplitude anomalies in the central part of the granite (yellow

circles), which coincides with the earthquake trend (Fig. 3.9).

The tilt derivative is defined in terms of variation of the first vertical derivative of

the potential field and total horizontal field. This estimate has the property of being

positive for a magnetic body and negative in the absence of a body (Miller and Singh,

1994). The advantage of the tilt derivative is that it represents shallow and deep magnetic

sources with wider wavelength for the last (Salem et al., 2007). The background of Fig.

3.10 is the tilt derivative in gray, the region of the epicenters is represented by wider

wavelength when compared to most of the Meruoca granite anomalies.

The Euler deconvolution (Thompson, 1992; Reid et al., 1990) stands out as a

popular method for depth estimates due to ambiguity minimization of magnetic

interpretation. This ambiguity is minimized by the adoption of interpretative models

consisting of equivalent sources as isolated dipoles (Barbosa, 2005).


44

Figure 3.9 - Map of analytical signal amplitude (ASA). Yellow circles are epicenters of

24 events. White polygon represents contour of Meruoca granite.

In our study, we choose the index 1 due to its relationship with linear features, using

a 1250 m spatial window and 10% maximum depth tolerance. The spatial window and

maximum depth tolerance parameters were chosen iteratively, by analyzing the results

obtained when these parameters changed. Choosing of parameters was based on the

number and distribution of Euler solutions as well as on maximum and minimum values,

average and standard deviation, in order to obtain representative data and avoid

discrepancies. Figure 3.10 shows the results for four depth intervals: the shallowest

sources, <500 m; the second, 500 to 1000 m; the third, 1000 to 1500m and the deepest

sources, which are deeper than 1500 m. The alignment and depth of these solutions are


45

associated with the seismic events in the Meruoca granite. The concentration of Euler

solutions indicates a subvertical dip of the anomalies. Even if there is not a perfect match

between the location of hypocenters and magnetic source anomalies, the parallelism

between hypocenters and the coincidence of both at shallow depths indicate a likely

association between the seismicity and the magnetic fabric of the granite.

Figure 3.10 – Map of Euler solutions of study area. Yellow circles are epicenters of 24

events. White polygon represents contour of Meruoca granite.

3.5 Discussion - Correlation between the preexisting structures and magnetic basement

fabric


46

Intraplate seismicity concentrates in the continental margins (Schulte and Mooney,

2005). However, local factor are responsible for significant variations (Sandiford and

Egholm, 2008). The passive margin of Brazil has a seismicity rate 70% higher than the

average seismicity in intraplate South America with a confidence limit better than 98%

(Assumpção et al., 2014). We present below an analysis about the possible sources of the

seismicity in the Meruoca granite, making a comparison with preexisting shear zones, rift

faults, and magnetic properties of the crystalline basement.

The Riacho Fundo fault is less than 15 km from the Transbrasiliano lineament, a

continental-scale ductile shear zone, and is orthogal to this major structure. The behavior

is different from the one observed along the Pernambuco shear zone, about 750 km

southeast of the study area, where the present-day seismicity reactivates the major shear

zone along several segments (Ferreira et al., 2008; Lopes et al., 2010; Lima Neto et al.,

2013). This new case presented in our study indicates that intraplate seismicity does not

represent reactivation of major structures, even when these structures are close or in the

epicentral area.

Intraplate earthquakes also reactivate faults in the interior of continental rifts and in

extended (rifted) continental crust (Sykes et al., 1978; Schulte and Mooney, 2005; Hurd

and Zoback, 2012). The New Madrid is a classic example of the relationship between rift

structures and seismogenic faults in intraplate areas (Johnston and Kanter, 1990), but

even in these cases seismogenic faults either follow or cut across preexisting rift borders

and faults (Van Arsdale, 2014). The ductile Transbrasiliano lineament, described above,

had a brittle reactivation during the generation of the Jaibaras Basin in the Cambrian. The

area of the Meruoca granite, its host basement, and the Jaibara Basin is an area of

extended crust on a general sense. However, as already observed with the

Transbrasiliano, there is no clear correlation between rift faults and the Riacho Fundo

seismogenic fault. There is no clear recent reactivation of the rift faults of the Jaibaras

Basin and no correlation with the present-day seismicity has been observed so far. As in

the case of major lineaments commented above, the association between mapped faults

and rift basins and seismogenic faults in intraplate areas cannot be taken for granted.

A recent and preliminary assessment of the seismicity in the Meruoca granite


47

indicates that it follows a trend of faults observed at the outcrop scale in the basement

and also a swarm of Jurassic – Cretaceous basalt dikes (Moura et al., 2014). Our study

indicates that this trend coincides with the magnetic fabric in both the Meruoca granite

and its host basement. This kind of association between seismogenic faults and magnetic

anomalies has been described in both active plate boundaries, such as the Hosgri fault in

the central coast of California (Hardebeck, 2010) and in intraplate setting, such as the

Caraíbas-Itacarambi seismicity in the central part of the São Francisco craton, Brazil

(Chimpliganond et al., 2010). This correlation between intraplate seismicity and magnetic

anomalies may represent another possible source of intraplate seismicity, but the details

of this relationship and possible consequences for the intraplate seismicity should be

addressed by further studies.

3. 6 Conclusions

This study presents a new seismogenic fault in the Meruoca granite, NW part of the

Borborema Province, NE Brazil, intraplate South America. Seismic sequences with small

magnitude events occur in this area frequently. They both reactivate or cut across

preexisting faults and shear zones. The focal mechanisms and the relocated hypocenters

of the Meruoca seismic sequence indicate that the Riacho Fundo fault is a 6 km long, E-

W-striking structure that occurs from 2 km to 6 km depth.

The Riacho Fundo fault cut across the Transbrasiliano lineament, a continental-

scale shear zone that was reactivated in the Cambrian, and continues in Africa. This

seismogenic fault, however, is consistent with magnetic anomalies in both the Cambrian

Meruoca granite and its host Precambrian basement. The fault is also consistent with a

swarm of Jurassic – Cretaceous E-W-striking basalt dikes and faults observed at the

granite surface.

This study reveal a new kind of seismic sequence, which cut across preexisting

faults and shear zones in the basement, but follows the magnetic trend in the crystalline

basement. This kind of relationship between crystalline rock properties and intraplate

seismicity may have implications for other intraplate areas, where magnetic anomalies

could also be seen as potential sources of seismicity.


48

Acknowledgements

References

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54

CAPÍTULO 4 – ARTIGO 2

Influence of the continental margin on the stress field and seismicity in the

intraplate Acaraú Seismic zone, NE Brazil

Paulo H. S. Oliveira1, Joaquim M. Ferreira

1,2,*, Francisco H. R. Bezerra

1,3, Marcelo

Assumpção4, Aderson F. do Nascimento

1,2, Maria O. L. Sousa

3, Eduardo A. S. Menezes

2

1-Programa de Pós – Graduação em Geodinâmica e Geofísica/ Universidade Federal do

Rio Grande do Norte, Brazil;

2-Departamento de Geofísica/ Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil;

3-Departamento de Geologia/ Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Brazil;

4-Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Climáticas/ Universidade de São Paulo.

Artigo submetido ao Geophysical Journal International. ID do manuscrito: GJI-S-15-

0033.

Data de submissão: 12/ Jan/ 2015.


55

ABSTRACT

The Borborema Province in NE Brazil is characterized by seismic sequences with small

earthquakes, which can last ten years or more. The seismicity in this region is

concentrated in three main seismic zones. Here we describe the stress field in one of

these zones, the Acaraú seismic zone, which is located in the NW part of the Borborema

Province. This seismic zone exhibits earthquake sequences containing repeated

earthquakes with similar waveforms and shallow depth. We investigated a seismic

sequence close to the Santana do Acaraú town from December 2009 to December 2010

and we present detailed results (velocity model, hypocenters and focal mechanism) from

this network. In addition, we inverted seven focal mechanisms, six which from previous

studies, and determined the directions of the three main axes of the regional stress field.

Selecting a very precise set of 12 earthquakes, we found an active seismic zone with

depth between 3.5 km and 4.8 km, with about 2.5 km horizontal dimension, in the NW-

SE direction (azimuth of 118°) and strike-slip focal mechanism. The new seismic fault

and some of the previous seismic faults determined in previous studies occur near the

Transbrasiliano lineament, but exhibit no direct relationship to that ancient structure. The

stress field is characterized by NW – SE trending compression and NE – SW trending

extension. This result suggested that the rheological contrast between the continental-

oceanic crusts created flexural stresses with the maximum horizontal compression

parallel to the continental margin. This stress pattern occurs along the Potiguar Basin and

continues to west as far as the Amazon fan along the Equatorial margin of Brazil. This

stress field and related seismicity maybe a characteristic of this type of passive margin,

generated during the transform shearing between the South America and Africa plates,

and which exhibits abrupt oceanic-continent transition, steep continental slopes, and high

bathymetric gradients.

Keywords: intraplate seismicity, hypocentral distribution, Transbrasiliano Lineament,

fault–plane solutions, stress.


56

4.1 INTRODUCTION

Two major issues have been emphasized in the debate of seismicity in intraplate

areas. The first issue is the stress field, which in intraplate regions is characterized by

compressive stress regimes with maximum compression dominantly oriented parallel to

absolute plate motions, with important variations across large areas (Zoback 1992). In

intraplate South America, the maximum horizontal stress (SHmax) is uniformly oriented

E-W. However, some local deviations from the regional pattern occur. For example, the

direction of the compressional stresses seem to rotate from E-W in Eastern Brazil and

northern Argentina to about NW-SE in the Amazon region, which can be explained by

numerical models of continental-scale plate-boundary forces (Assumpção 1992). Along

the Equatorial margin of NE Brazil (Fig. 4.1), the maximum horizontal compression is

roughly parallel to the coast, which indicates a combination of regional stress sources

(asthenospheric drag and ridge push) with local sources (Assumpção 1992; Ferreira et al.

1998).

The second issue is the location and source of the intraplate seismicity. Intraplate

seismicity has been explained by stress concentration, reactivation of pre-existing zones

of weakness, or both (Sykes 1978; Johnston 1989; Talwani 2014). In intraplate South

America, the continental margin is more seismically active than the average intraplate

region (Assumpção et al. 2014). This may indicate that continental margin may have

some control on the occurrence of intraplate events. Along this margin, the Borborema

Province (BP) in the northeastern Brazil is most seismically active area (Fig. 1;

Assumpção et al. 2014), where three main seismic zones have been identified (1) along

the eastern part of the Pernambuco Lineament (Ferreira et al. 2008; Lima Neto et al.

2014; Lopes et al. 2010); (2) in the crystalline basement around the Potiguar Basin

(Ferreira et al. 1998; Bezerra et al. 2011; Reis et al., 2013); and (3) in the northwestern

part of the Borborema Province, close to the Parnaíba Basin (Ferreira et al. 1998; França

et al. 2004; Moura et al. 2014). The maximum event in the region is the 1980, 5.2 mb

Pacajus earthquake with MM intensity VII, which was located in the western part of the

Potiguar basin (seismic zone 2, Ferreira et al. 1998). The seismic sequences, however,


57

could last a decade or more and the events are confined to the upper brittle crust with

depth ranging from 1 to 12 km.


58

Figure 4.1 – (A) Inset: the South American continent; (B) Simplified seismo-tectonic

map of the Borborema Province with emphasis on the stress field along the Equatorial

(northern) margin of Brazil.

Knowledge of the stress field in intraplate and seismicity in South America is

important for understanding the mechanisms of the intraplate seismicity and regional

neotectonic deformation. Despite being geographically situated in the stable continental

region of South American Plate, Brazil has areas with important sources of intraplate

earthquakes such as northeastern and southeastern regions.

The models of intraplate stress in South America still need complementary data. For

example, the maximum horizontal stress roughly follow the shoreline geometry in the

Equatorial margin of the Borborema Province (Fig. 4.1), indicating that local features

such as flexural stresses influence the local (scale<100 km) stress pattern (Assumpção

1992; Ferreira et al. 1998; Reis et al. 2013). However, additional studies are needed to

vindicate of rule out these existing models.

Intraplate South America have a short historical record and sparse paleoseismic

studies, such as intraplate Australia (Sandiford & Egholm 2008), which could be used to

address these problems. New and better seismic data, however, have accumulated in the

past decades, and new questions about the origin and characteristics of intraplate

earthquakes and stress field have emerged. For example, the association of intraplate

events with rift structures has been described, such as in the New Madrid Seismic Zone

(Van Arsdale 2014). Nevertheless, the identification of a causal seismogenic structures

within rifts have been elusive (Talwani 2014). Therefore, there are significant

uncertainties about the long-term patterns of seismicity, the sources of stress and

intraplate events.

This paper show the results of hypocenters and focal mechanism in the NW part of

the Borborema Province close to the Equatorial margin (Fig. 4.1), where an earthquake

sequence was recorded with six digital stations that operated from December 2009 to

December 2010. This margin is characterized by events up to 5.2 mb, with MM intensity

VII, and earthquake sequences with small events, but that can last ten years or more.


59

Earthquakes are confined at upper crust with depth ranging among 1 km to 12 km,

(Ferreira et al. 1998).

We determined the main characteristics of the seismogenic faults and we used data

of six other focal mechanisms from previous studies to determine the regional stress

field. The main problems we address in this study are (1) the relationship between the

regional stress field and the Equatorial margin and (2) the relationship (or lack of it)

between the seismogenic fault and the preexisting Precambrian fabric and rift faults. Our

study may have implications for the understanding of the influence of continental

margins on both the stress field and seismicity.

4.2 GEOLOGIC AND TECTONIC FRAMEWORK OF THE NORTHERN PART

OF THE BORBOREMA PROVINCE

4.2.1 Geology of the northern part of the Borborema Province

The Equatorial margin of Brazil formed in the Mesozoic during the breakup

between Africa and South America. This breakup occurred along a right-lateral major

transform zone at ~140 Ma, when several grabens were formed (Matos 1992, 2000).

Three major basins formed in the eastern part of the Equatorial margin in Brazil: the

Potiguar, Ceará, and Barreirinhas (Fig. 4.1). Rifting was aborted in the early to the late

Barremian (125 Ma) (Matos 1992; Nóbrega et al. 2005). The Equatorial and Southern

Atlantic oceans united after that period, in the late Albian (105 Ma) (Koutsoukos 1992),

when a subsequent thermal subsidence phase occurred (Bertani et al. 1990).

The study area is mainly composed of a Precambrian crystalline basement and

Paleozoic sedimentary basins. The crystalline basement is mostly composed of Archean

and Proterozoic units deformed during the Brasiliano-Pan African orogeny (740-560 Ma,

Fetter et al. 1997; Brito Neves et al. 2014). These terrains are deformed by E-W- to NE-

SW-striking, large-scale, strike-slip and thrust shear zones of late Neoproterozoic age

(Santos et al. 2008) (Fig. 4.2). The Jaibaras basin is an elongated NE-SW-trending

structure extending to the southwest beneath the sedimentary rocks of the Parnaíba basin

and it was formed in the Eopaleozoic during the Paleozoic and Mesozoic (Oliveira &

Mohriak 2003) (Fig. 4.2). This basin represents the brittle reactivation of the


60

Transbrasiliano lineament, a major strike-slip Precambrian shear zone that cut across

South America and continues in Africa (De Castro et al. 2014).

Figure 4.2 – (A) Focal mechanisms of the Acaraú seismic zone in the northwestern

part of the Borborema Province. The red circle indicates epicentral location of the

earthquakes. Inset: the South American continent. Focal mechanisms: 1 and 2 –


61

Irauçuba (1991); 3-Groaíras (1988); 4-Hidrolândia (1991) (Ferreira et al. 1998); 5-

Senador Sá (1998) (França et al. 2004); 6-Serra da Meruoca (2008) (Oliveira et al.,

2014) and 7-Santana do Acaraú (2010) (this study). (B) Geological map of study area.

4.2.2 Seismicity and stress field in the northern part of the Borborema Province

The earthquake sequence studied in this paper is concentrated on the NW border of

the Borborema Province (Fig. 4.1). The Borborema Province is one of the most seismic

active regions of intraplate South America (Assumpção et al. 2014). Seismic activity is

this region is concentrated in three areas: (1) near the Pernambuco Lineament (Ferreira et

al. 2008; Lima Neto et al. 2014; Lopes et al. 2010); (2) in the crystalline basement

around the Potiguar Basin (Ferreira et al. 1998; Bezerra et al. 2007); and (3) in the

northwestern border of the Province (Ferreira et al. 1998; França et al. 2004). We herein

name this last area the Acaraú seismic zone.

The Acaraú seismic zone has a 200 years record of historical and instrumental

seismicity. The first event felt in this seismic zone was the Granja in 1810 earthquake

(Ferreira & Assumpção 1983). More recently, several seismic sequences were monitored

with local seismic stations, usually after moderate events. The following focal

mechanisms represent these seismic sequences that occurred in different years and

locations (Fig. 4.2): 1 and 2 – Irauçuba (1991); 3-Groaíras (1988); 4-Hidrolândia (1991)

(Ferreira et al. 1998); 5-Senador Sá (1998) (França et al. 2004); 6-Serra da Meruoca

(2008) (Oliveira et al. 2014) and 7-Santana do Acaraú (this study).

The present-day stress regime along the northern part of the Borborema Province,

which corresponds to the Equatorial margin, was derived from focal mechanisms

(Ferreira et al. 1998), borehole breakout (Lima et al. 1997), and image logs (Reis et al.

2013). These data indicate that the maximum horizontal compression trends E-W in the

eastern part of the Potiguar basin and it shifts to NW-SE in the central and western part of

the basin, roughly parallel to the coastline. Image logs also indicate that the stress field

changes from normal stress regime from 0-2.5 km to strike-slip/normal regime below 2.5

km. The stress axis σ1 rotates from vertical to a subhorizontal position parallel to the

shoreline (Reis et al. 2013). This is consistent with the focal mechanisms of the basement


62

from 1 km to 9 km depth, which indicate mainly strike-slip faulting at great depths

(Ferreira et al. 1998, Bezerra et al. 2007).

4.3 DATA AND PROCESSING

The network deployed in the study area (SA network) operated with six stations for

two periods: December 19, 2009, to March 07, 2010 (Network 1), and October 8 to

December 28, 2010 (Network 2). During this last period, the northernmost station

(SAJM) was moved to the south (SAFL) to improve the epicentral determinations (Figs.

6-9). Each station consisted of a triaxial short period sensor L4C3D (Sercel) and a DAS-

130 recorder (Reftek).

A set of 450 local events was detected during the SA network operation. To verify

the consistency of the readings and to evaluate the VP/VS ratio, we used a composite

Wadati diagram. The Wadati diagram plots S – P versus P travel times. For a media with

constant VP/VS ratio the data should follow a straight line with a slope that is directly

related to the VP/VS ratio of the medium. We obtained a VP/VS ratio of 1.701 ± 0.004.

After that, we searched for the best half-space P-wave velocity between VP=5.0 km/s and

VP=6.4 km/s using the HYPO71 code (Lee & Lahr 1975). The hypocenters were

determined using HYPO71 with a half-space VP=6.0 km/s.

A half-space velocity model was used because the seismographic stations were

deployed over granitic-gneissic basement (Ferreira et al. 1998; Lima Neto et al. 2013,

2014; França et al. 2004). It is consistent observing in the seismograms the clear P-wave

and S – wave’s arrivals (Fig. 4.3).


63

Figure 4.3 – Seismogram of a local event recorded at five stations on November 13,

2010 showing clear P – and S – wave arrivals (vertical lines).


64

To improve the accuracy of the hypocenter location we used the HYPODD code

(Waldhauser 2001; Waldhauser & Ellsworth 2000) that uses the Double-Difference (DD

algorithm). The DD technique assumes that hypocentral distance between a pair of

earthquakes is small compared to the event-station distance (Waldhauser & Ellsworth

2000).

To estimate the fault-plane orientation (azimuth and dip) we applied the least

squares method to fit a single plane to the more accurate events. Using this fault plane,

we determined the Santana do Acaraú focal mechanism with the FPFIT code

(Reasenberg & Oppenheimer 1985). To ensure good results, we used only P-wave

polarities with 100 per cent of confidence and the trend of hypocenters to definite the

kind of focal mechanism.

Taking into account the fault-plane solutions showed in Table 1, we used the code

gridfix (Michael 1984, 1987) for inversion of seven regional focal mechanisms, six from

previous studies and one from this paper. The inversion was implemented by minimizing

the difference between the observed slip direction and the evaluated shear stress

orientation on the fault. It is assumed that slip direction of the earthquake rupture is given

by the tectonic shear stress on the fault plane. We used a grid search with steps of 2° to

determine the directions of the three main stresses (σ1, σ2 and σ3).

4.4 RESULTS

The daily activity detected during the SA network operation (December 17, 2009 to

December 23, 2010) is show in Fig. 4.4 and we observed some data gaps because of

several technical problems. Despite these problems, it was possible to find out important

results. The Santana do Acaraú seismic activity increased and reached a peak of 45

earthquakes on March 5th

, 2010, it increased again between November 10 and 25, 2010,

and then decreased among December 2 to 23, 2010 (Fig. 4.4).


65

Figure 4.4 – Temporal distribution of the Santana do Acaraú seismicity (450 events)

from December 17, 2009 to December 28, 2010, as recorded by the local network.

Vertical and Horizontal bars indicate the daily number of events recorded at the

stations of the SA network and periods with no data, respectively.


66

4.4.1 Hypocentral determination

To ensure good quality results only those events with at least 8 readings (4P- and

4S- readings) and with the lowest root mean square (rms) time residual ≤ 0.04s were

used. A Wadati diagram made with this readings indicate a ratio VP/VS=1.701 (±0.0038)

for the 56 best events (Fig. 4.5).

Figure 4.5 – Composite Wadati diagram for Santana do Acaraú seismicity using 56

events (235 black squares). The best fit (solid line) indicates a ratio Vp/Vs = 1.701

(±0.0038). S – P(s) are S-wave and P-wave time difference. P – O (s) is P-wave and

origin time difference.

Using the velocity model found (VP/VS=1.70 and VP=6.0 km/s) we determined the

hypocenters. In the first network setting (Network 1) were recorded 42 earthquakes at

least in three stations. Fig. 6 shows the epicenters calculated using the HYPO71 program

with vertical error (erz) ≤ 0.4 km, horizontal error (erh) ≤ 0.4 km and rms arrival time


67

residuals ≤ 0.035s. A ~20 km long, NW-Se oriented seismic fault is clearly seen. A

cluster of activity is seen in the middle of the fault.

Figure 4.6 – Epicentral map of the first SA network (events from December 2009 to

March 2010) showing 42 events (red circles) recorded by at least three stations with erz

≤ 0.4 km, erh ≤ 0.4 km and rms ≤ 0.035s. Solid lines represent the Transbrasiliano

lineament segments in the study area.


68

In the second SA network setting (Network 2) we recorded 66 earthquakes by at

least three stations. Fig. 4.7 shows the epicenters with erz ≤ 0.35 km, erh ≤ 0.35 km and

rms ≤ 0.035s. In Fig. 4.6, earthquakes tend to spread in NW-SE direction. The cluster

shown in Fig. 4.7 showed a not clear NW-SE direction.

Figure 4.7 – Epicentral map of the second SA network (October-December 2010)

showing 66 events (red circles) recorded by at least three stations with erz ≤ 0.35 km


69

erh ≤ 0.35 km and rms ≤ 0.035s. Solid lines represent the Transbrasiliano lineament

segments in the study area. Hypocentral locations determined by HYPO71 code.

For the cluster in Fig. 4.7, we relocated 56 earthquakes with HYPODD code (Fig.

4.8) and the epicentral distribution suggests a NW-SE alignment almost equal to the one

shown in Fig. 4.6. The Transbrasiliano Lineament cuts the study area in the NE-SW

direction. Therefore, the earthquake sequence studied in this work has a roughly

perpendicular direction to the TL main alignment.


70

Figure 4.8 – Epicentral map of the 56 events (red circles) relocated using the hypoDD

code showing the NW-SE alignment with erz ≤ 0.35 km erh ≤ 0.35 km and rms ≤

0.035s. Solid lines represent the Transbrasiliano lineament segments in the study area.

4.4.2 Fault-plane solutions

The fault-plane orientations and earthquakes slip directions can provide us

important information about geometry and structure of the fault at depth. Subset of 56

events in the Santana do Acaraú seismic sequence has similar waveforms. Repeated

earthquakes present unique characteristics and seismic sequences generated by a small

area source are characterized by highly similar waveform (e.g., Stabile et al. 2012).

Among the 56 events, we selected the 12 best-located events, better connected and

recorded at least in four stations. These 12 earthquakes have rms residual ≤ 0.027s, erz ≤

0.30 km, erh ≤ 0.30 km and were used to estimate the fault plane orientation (azimuth

and dip) using least squares method.

The hypocenters of 12 events were distributed along a 2 km length (in surface) with

depth varying between 3.5 and 4.6 km. The fault plane has azimuth=118° and dip=85°.

With these parameters we performed a projection map of the hypocenters on the parallel

and on the perpendicular direction to the fault plane (Fig. 4.9). These 12 events had 27

clear P – wave polarities and we assumed that have been generated by the same source

mechanism and it was selected to evaluate the focal mechanism.


71

Figure 4.9 – a) Map of the 12 events (red circles) used to estimate the direction and dip

of the fault plane. b) Projections in the vertical planes perpendicular (BA) and parallel

(BC) to the fault plane. Rms ≤ 0.027s, erh ≤ 0.30 km and erz ≤ 0.30 km. Solid lines

represent the Transbrasiliano lineament segments in the study area.


72

We executed a grid search using the FPFIT program to find the best-fitting strike

(S), Dip (D) and Rake (R). Considering the trend hypocenters seen in figure 8 the best-

fitting FPFIT solution corresponds to a fault plane having S=118°, D=85° (fixed by the

hypocentral distribution) we obtained R=-15°±10°. The Fig. 4.10 shows the preferred

fault-plane solution with a strike-slip focal mechanism for the Santana do Acaraú seismic

sequence. We named this active seismogenic fault as Santana Fault (SF).

Figure 4.10 – Composite focal mechanism using 12 selected events (Fig. 9) in the

lower hemisphere, equal-area projection. FP represents the preferred fault plane.

Circles and crosses represent the dilatational and compressional of P-wave first

arrivals, respectively. P and T indicate the tension and compression axes, respectively.

4.4.3 Inversion of focal mechanism


73

Previously, Ferreira et al. (1998) calculated the stress regime from focal

mechanisms recorded at some seismographic networks deployed in the NC. Using four

focal mechanisms the inversion results indicated compressional maximum horizontal

stress oriented at 293° direction.

We updated the stress tensor of the NC inserting new data to the existing dataset.

The new data (Table 1) includes three new focal mechanisms: 1) Senador Sá (França et

al. 2004); 2) Serra da Meruoca (Oliveira et al. 2014) and 3) the new focal mechanism of

Santana do Acaraú (this paper) (Table 4.1). We used the grid-search algorithm of

Michael (1987). The advantage of using focal mechanism to represent the average stress

directions over other techniques is that they are more characteristic of the stress field at

depth (Assumpção 1992; Ferreira et al. 1998).

Different focal mechanisms for the same region may result in different orientations

of fault planes in the same uniform stress regime. To determine the average direction of

the maximum horizontal compressive and the minimum horizontal compressive the stress

crustal (σ1 and σ3 or SHmax and SHmin, respectively) we assumed that stress filed is

uniform, restricted the principal stresses to be oriented in the vertical and horizontal

directions and thus, it was performed an inversion of focal mechanisms as it was used by

Ferreira et al. (1998), Lopes et al. (2010) and Lima Neto et al. (2014).

Using seven focal mechanisms (Table 4.1) we found for the best fit a direction 292°

(Table 4.2) for the compressive maximum horizontal stress direction (σ1). Stress field is

NW – SE-trending compression (σ1), NE – SW-trending extension (σ3) and σ2 vertical

(Fig. 11). The best-fitting shape factor (𝜑 =𝜎2−𝜎3

𝜎1−𝜎3) was 𝜑 = 0.4 (Table 4.2).


74

Table 4.1 – Focal mechanism set used to perform the stress inversion in the Acaraú

seismic zone, NW part of the Borborema Province.

The P – axes of focal mechanisms (Table 1) are approximately 206°, on average.

Generally, P-axes are not in the same direction of σ1. However, we can use to infer about

the possible direction of stress tensor (Assumpção 1998; Zoback 1992). Destro et al.

(1994) found σ1=280° by structural geology methods (fault-slip data) for local stress in

the vicinity of Santana do Acaraú town. It differs 12° from the value found in this paper.

However, the difference is that we evaluated stress regional. Information obtained from

hypocenters aided to determining the Santana fault plane direction and show that our

results are reliable (Lima Neto et al. 2014. The stress tensor uncertainties (ers in Table

4.2), was estimated using a grid search with a few of tens resamples that were randomly

chosen from the fault-plane parameters (S, D and R) as Lima Neto et al. (2014).

σ1(a/p/ers) σ3(a/p/ers) σ2(a/p/ers) ϕ N Misfit angle range

292/0/±9° 202/0/±8° vertical 0.4±0.1 7 1°-21°

Table 4.2 – Results of seven focal mechanisms inversion. The main stresses from the

Acaraú seismic zone area were constrained to be horizontal and vertical. Ers is an

estimate of the uncertainties in the σ1, σ2 and σ3 orientations. ϕ is the shape factor. N is

the number of focal mechanism used. Misfit angle is the difference between the

observed slip and the shear stress in the fault plane. a=azimuth, p=plunge.

Focal

Mecha

nism

Locality Date Lat

(°)

Long

(°)

Depth

(km)

Fault Plane Solution P-axe

azimut

h (°)

Reference

Strike

(°)

Dip

(°)

Rake

(°)

P

1 Irauçuba a) 1991 -3.93 -39.87 8-12 298 53 -68 265 Ferreira et al.

1998

2 Irauçuba b) 1991 - - - 335 45 40 278 Ferreira et al. 1998

3 Groaíras 1988 -3.95 -40.34 6-11 173 78 -33 127 Ferreira et al.

1998 4 Hidrolândia 1991 -4.36 -40.33 0-2 353 43 37 298 Ferreira et al.

1998

5 Senador Sá 1998 -3.19 -40.43 4-5 60 65 -174 278 França et al. 2004

6 Meruoca 2008 -3.62 -40.51 1-8 81 85 161 130 Oliveira et al.

2014 7 Santana do

Acaraú

2010 -3.38 -40.21 3-5 118 85 -15 73 This paper


75

Figure 4.11 – Stress tensor inversion of the seven focal mechanisms of Table 1. The

closed and open arrows indicate the maximum horizontal stress direction (σ1=SHmax),

and the minimum horizontal stress direction (σ3=SHmin), respectively. Thin solid lines

are the fault planes with the observed slip vectors (small arrows) given by the fault

plane solutions. The rake misfit is indicated by thick segment in the fault plane.

4.5 DISCUSSION

4.5. Discussion – stress field and seismicity along the Equatorial margin

4.5.1 The role of preexisting structures in the seismicity

In this section, we focus on the origin of the seismicity in continental margins.

Many examples of structural reactivation of preexisting faults and ductile fabrics such as

shear zones have been cited to explain the important role of localizing deformation and


76

faults reactivation (Holdsworth et al. 1997). This mechanism has been used to explain

intraplate seismicity (Sykes 1978). This is the case of the central part of the Borborema

Province, where seismogenic faulting reactivates a preexisting continental-scale ductile

shear zone, the Pernambuco lineament (Ferreira et al. 2008; Lopes et al. 2010; Lima Neto

et al. 2013).

However, other studies indicated that intraplate seismicity could not be related to a

single causal mechanism (Mazzotti 2007; Talwani 2014). While there are many examples

that indicate that reactivation of preexisting structures plays an important role in the

tectonic evolution of the continents and intraplate seismicity, there has been far less

attention on cases where reactivation of preexisting structures does not occur. These

cases are also important to the understanding of intraplate seismicity (Sandiford &

Egholm 2008).

The results of this study indicate that most faults in the Acaraú seismic zone cut

across the preexisting fabric (Ferreira et al. 1998; França et al. 2004). This includes the

NW-SE-striking Santana fault, which is orthogonal to a ductile shear zone and its brittle

reactivation along the Transbrasiliano lineament (Figs. 4.6, 4.7 and 4.8). Although fault

reactivation has occurred during the Cambrian-Devonian during the formation of the

Jaibaras basin (Oliveira & Mohriak 2003) and more recently in the Meruoca Granite

(Moura et al. 2014), fault reactivation does not explain most the present-day seismicity in

the area.

4.5.2 The influence of the continental margin in stress field and seismicity

The focal mechanism and the resulting inversion results indicate that the maximum

compressive stress (σ1) is also parallel to the continental margin in the NW part of the

Borborema Province. This is in agreement with previous focal mechanism data

(Assumpção 1992; Ferreira et al. 1998) and image logs (Reis et al. 2013) in the Potiguar

Basin and its host Precambrian basement. This pattern also continues to west as far as the

Amazon fan, where the focal mechanisms are roughly parallel to the continental margin

(Lima et al. 1997).


77

Two major causes have been cited to explain the maximum compressive stress (or

the maximum horizontal stress) parallel to the continental margin. In the area of the

Borborema Province, the maximum horizontal compression parallel to the shoreline (and

the continental shelf) has been explained as the result of rheological contrast between the

continental and oceanic crust in a narrow shelf and short transition. This would cause

flexural stresses with the maximum horizontal compression parallel to the margin in a

superposition of regional (ridge push, astenospheric drag) and local stresses (effect of the

margin) (Assumpção 1992; Ferreira et al 1998). By contrast, in the Amazon fan area,

about 900 km west of the study area, borehole breakout data parallel to the margin was

explained as the results of flexural stresses due sediment loading. The superposition of

these sediments on a strong, dense and cold lithosphere would create flexural stresses that

would extend for some hundreds of kilometers inland (Watts et al. 2009). Flexure due to

sediment loading might also be manifest in faulting and seismicity patterns (Watts et al.

2009). We suggest that both explanations are complementary as the sedimentary pile

reached at least 10 km since the Miocene in the Amazon area, whereas the same sediment

load is less than 2-3 km along the Equatorial margin in the Borborema Province.

A last explanation for the maximum compressive stress parallel to the margin has

been associated with thermal influence of a hot oceanic crust in contrast with the

relatively cold continental crust. Numerical simulations of the Australian stress field

indicated that thermal structuring associated with lateral heat flow along continental

margins could result in mechanical weakening of continental interiors. This could lead to

the maximum compressive stress parallel to the margin and can also influence the

distribution of seismicity around continental margin (Sandiford & Egholm 2008). This

last explanation could have also contributed to the seismicity and the pattern of stress

field observed in our study area. However, as there is no available thermal data along the

Equatorial margin of Brazil, we suggest that this thermal component should be

investigated by further studies.

4.6 CONCLUSIONS

The focal mechanisms and the relocated hypocenters of the Santana do Acaraú

earthquake sequence clearly reveals a previously unknown strike-slip fault (the Santana


78

Fault) with NW-SE orientation, at 3-4.5 km depth, with ~5 km length. This seismogenic

fault cuts across major ductile shear zones and associated brittle reactivations.

The different focal mechanisms evaluated in Acaraú seismic zone, NW part of the

Borborema Province, are consistent with a uniform strike-slip stress tensor with roughly

NW–SE maximum horizontal compression (SHmax = 292°) and NE–SW minimum

compression. The new focal mechanism and stress inversion showed in this paper are in

agreement with previous studies that suggested (SHmax = 293°) and NW-SE-trending to

SHmax orientation. The SHmax is parallel to the continental margin. We suggest that the

continental margin influences this stress pattern, which may have implication for the

whole Equatorial margin of Brazil.

Several intraplate seismic zones in the world and in the Borborema Province have

been investigated and their characteristics have been described. Although there are

several studies that have attempted to explain intraplate seismicity, a general correlation

or a single model has not yet been identified. The seismicity pattern recorded in the study

area occurs in earthquake sequences that last several years and with magnitudes up to 4.9

mb.


79

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84

CAPÍTULO 5 – CONSIDERAÇÕES FINAIS

De acordo com os objetivos estabelecidos para esta tese, foram determinados

hipocentros e mecanismos focais, possiblitando analisar a correlação com feições

geológicas e determinar a orientação dos esforços tectônicos responsáveis pelos abalos

sísmicos na área de estudo. Isto é importante, pois as causas da sismicidade intraplaca

ainda não são bem entendidas e esta tese vem contribuir para um melhor entendimento

desse tipo de sismicidade.

A análise dos dados apresentada, mostra que os sismos estão confinados na crosta

superior e raramente ultrapassam profundidades hipocentrais maiores que 10 km na Zona

Sísmica Acaraú. Duas falhas sismogênicas foram estudadas nesta tese: a Falha Riacho

Fundo (FRF) e a Falha Santana (FS). Essas falhas surgiram através da liberação de

esforços tectônicos orientados na direção NW-SE (SHmax) e na direção NE-SW

(SHmin) e estão nas proximidades de uma importante feição geológica: o Lineamento

Transbrasiliano. Entender a correlação entre grandes estruturas geológicas e a

sismicidade ainda é um problema não totalmente entendido.

A Falha Riacho Fundo foi ativada e atuou na formação de novas feições

estruturais superficiais locais e na orientação dessas estruturas. Nas proximdades da FRF,

em escala de afloramento, predominam feições estruturais de direção N-S e E-W. As

estruturas de direção E-W são bem marcadas por diques de composição basáltica com

largura entre 3 e 40 cm com orientação média de 85° Az e com mergulho subvertical

(Anexo A) que são consistentes com o mecanismo focal transcorrente encontrado

(Capítulo 3 e Anexo A). Porém, não há correlação com a estrutura maior que corta a

região de estudo: o Lineamento Transbrasiliano (Capítulo 3).

Mostramos também que a orientação da Falha Riacho Fundo coincide com as

anomalias magnéticas no granito Meruoca e em seu embasamento (capítulo 3). Há

poucos casos como esse no mundo, como exemplo, na falha Hosgri, na costa central da

California (Hardbeck 2010) e na sismicidade de Caraíbas-Itacambi, em Minas Gerais

(Chimpliganond et al. 2010). Este tipo de relação entre sismicidade intraplaca e


85

anomalias magnéticas podem representar um indicador da possibilidade de ocorrência de

atividade sísmica.

A Falha Santana corta o Lineamento Transbrasiliano (LT) na direção

perpendicular, o que mostra que o LT não está reativado nessa área, pelo menos com os

dados obtidos. Ainda não sabemos se a FS tem alguma relação com outras feições locais.

Estimamos a direção do esforço tectônico regional através dos mecanismos focais

determinados em estudos anteriores e os mecanismos determinados nos Capítulos 3 e 4.

A determinação de qual dos planos nodais era o plano de falha, foi feita utilizando a

distribuição dos hipocentros. Isso nos auxiliou na determinação da direção dos esforços,

pois o conhecimento da direção do plano de falha melhora e muito esta determinação.

O esforço compressional máximo obtido (σ1) está orientado na direção NW-SE

(292° Az) e o esforço compressional mínimo (σ3) está na direção NE-SW (202° Az).

Esses resultados estão de acordo com estudos anteriores e é consistente com os

mecanismos focais encontrados, os quais foram do tipo transcorrente (Capítulos 3 e 4).

Esses resultados mostram como está o regime de esforços atual na Zona Sísmica Acaraú

com σ1 orientado paralelamente à margem passiva e σ3 perpendicular à costa na parte

noroeste da Província Borborema. Os esforços nessas direções estão associados à

superposição do esforço tectônico regional (devido à compressão da cordilheira meso-

oceânica e dos Andes) com esforços tectônicos locais (devido à margem continental

passiva). Além disso, provavelmente, há influência devido ao contraste reológico entre a

crosta quente oceânica e a crosta fria continental.

Várias zonas sísmicas em regiões intraplaca ao redor do mundo foram

investigados e suas características foram descritas, assim como na Província Borborema

(Ferreira et al. 1998; Bezerra et al. 2011). Várias teorias foram formuladas para tentar

explicar esse tipo de sismicidade mas, até agora, não foi possível elaborar um modelo

único que possa explicar toda a sismicidade intraplaca, a não ser e explicação genérica de

que os sismos ocorrem numa zona de fraqueza crustal sob a ação dos esforços tectônicos

atuais (Sykes 1978).


86

Nesse sentido, a contribuição desta tese foi mostrar casos em que há correlações

com feições geológicas e casos em que não há correlação. Uma questão muito discutida é

a associação entre sismicidade e grandes lineamentos e/ou zonas de cisalhamento. Foi

mostrado que um importante lineamento, o Transbrasiliano, não está ativo no momento.

Por outro lado, foi possível mostrar que os esforços atuais na região são claramente uma

superposição entre esforços regionais e locais, tendo sido obtidos valores mais confiáveis

para a direção dos esforços horizontais. Dessa forma, esta tese ajudou a testar modelos

sobre a causa dos tremores e a origem dos esforços tectônicos causadores dos mesmos.


87

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98

ANEXO A


99

Seismogenic faulting in the Meruoca granite, NE Brazil, consistent with a local

weak fracture zone

Ana Catarina de Almeida Moura1*, Paulo Henrique Sousa de Oliveira

2, Joaquim Mendes

Ferreira2, Francisco Hilário Rêgo Bezerra

2, Reinhardt Adolfo Fuck

1, Aderson Farias do

Nascimento1

1 Programa de Pós-Graduação em Geologia – Instituto de Geociências - Universidade de

Brasília

2 Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica – Universidade Federal do

Rio Grande do Norte

Artigo publicado nos Anais da Academia Brasileira de Ciências em 2014.


100

ABSTRACT

A sequence of earthquakes occurred in 2008 in the Meruoca granitic pluton, located in

the northwestern part of the Borborema Province, NE Brazil. A seismological study

defined the seismic activity occurring along the seismically-defined Riacho Fundo fault,

a 081°striking, 8 km deep structure. The objective of this study was to analyze the

correlation between this seismic activity and geological structures in the Meruoca granite.

We carried out geological mapping in the epicentral area, analyzed the mineralogy of

fault rocks, and compared the seismically-defined Riacho Fundo fault with geological

data. We concluded that the seismically-defined fault coincides with ~E–W-striking

faults observed at outcrop scale and a swarm of Mesozoic basalt dikes. We propose that

seismicity reactivated brittle structures in the Meruoca granite. Our study highlights the

importance of geological mapping and mineralogical analysis in order to establish the

relationships between geological structures and seismicity at a given area.

Keywords: Meruoca pluton, Riacho Fundo fault, seismological data, Transbrasiliano

Lineament.


101

INTRODUCTION

The mechanisms of seismicity in stable continental interiors are not as well understood

as those of plate boundaries. One of the most common explanations for earthquakes in

stable continental regions is the reactivation of preexisting zones of weakness (Sykes

1978; Scholz 1998). Several studies show that structural reactivation plays an important

role in the seismogenic faulting, but others indicate that reactivation is not the main cause

and suggest other explanations such as thermal effect (e.g., Sandiford and Egholm 2008).

Therefore, the understanding of the relationship between seismicity and major structures

in stable continental interiors is still pending in many areas, especially because of the

qualitative concept of “weakness zone”.

The relation between seismicity and preexisting structures is complex in the

Borborema Province, northeast Brazil, the most seismically active area in the South

American stable continental interior (South American platform). Seismically-defined

faults either reactivate or cut across preexisting structures (Bezerra et al. 2011). For

example, Ferreira et al. (2008) and Lopes et al. (2010) concluded that the seismicity in

the Caruaru and Belo Jardim areas reactivated the Pernambuco lineament, a continental-

scale ductile shear zone (Fig. A.1), established at the end of the Neoproterozoic

Brasiliano orogeny (Brito Neves et al. 2000). By contrast, seismicity in the Palhano area

cuts across the NE-trending Precambrian fabric (Ferreira et al. 1998; Bezerra et al. 2011).

The present study investigates the relationship between the seismically-defined

Riacho Fundo fault (Oliveira et al. 2010) and faults identified at outcrop scale in the

Meruoca granite area (Fig. A.1b). An earthquake sequence struck this area in 2008, with

a maximum event magnitude of 3.8 mb. The area is affected by shear zone of the

Transbrasiliano lineament, a ca. 6,000 km long shear zone reactivated several times in the

Phanerozoic. The relationship or lack of one between the seismicity and those structures

is not known.


102

Figure A.1 – A) Borborema Province with structural compartments. Simplified from

Bizzi et al. (2003). B) Médio Coreaú Domain with lithological and structural

compartments. Red square represent area of Figure 2. After: CPRM 2011.


103

We present a detailed structural map of the area, which includes faults and a swarm of

basalt dikes. In addition, we present the geometry, kinematics, mineralogy, and

chronology of the brittle structures. We conclude that the seismically-defined Riacho

Fundo fault reactivates basalt dikes and faults identified at outcrop scale along the

Boqueirão valley (Fig. A.2), an E–W-trending structure that splits the Meruoca granite.

The present study highlights the importance of detailed structural mapping of epicentral

zones in stable continental region.

Figure A.2 – SRTM map of hypocenter location (yellow circles) showing focal

mechanism and Transbrasiliano lineament. (Modified from Oliveira et al. (2010).

SEISMOTECTONIC SETTING

TECTONIC FEATURES OF THE BORBOREMA PROVINCE


104

The Borborema Province is a complex mosaic-like folded region located in northeastern

Brazil. It comprises basement gneiss and migmatite complexes, deformed and

metamorphosed supracrustal sequences, a number of granite plutons, and four major

shear zones: Transbrasiliano, Senador Pompeu, Patos, and Pernambuco lineaments (Fig.

A.1). The whole province was deformed during the Brasiliano–Pan African orogeny at

750–540 Ma (Almeida et al. 1981; Brito Neves et al. 2000).

The study area is located in the northwestern of part of the Ceará State, Ne Brazil,

within the Médio Coreaú Domain which is bounded to the west by the Parnaiba basin and

to the east by the Transbrasiliano lineament (Fig. A.1). It is structurally defined by horsts

and graben striking northeast. Four ductile deformational phases from the

Paleoproterozoic to the Neoproterozoic affect this domain. The Meruoca pluton is dated

523 ± 9 Ma (U-Pb zircon – SHRIMP, Archanjo et al. 2009), it lacks ductile deformation,

and represents post-orogenic plutonism (Santos et al. 2008).

The seismically-defined Riacho Fundo fault occurs in the Meruoca granite (Oliveira

et al. 2010). The Meruoca granite is comprised mainly by mainly granite, quartz syenite,

and alkali-feldspar granite. Large areas characterized by turbid brick-red feldspar and

located in the center-south part of the pluton indicate that the Meruoca was a high-level

intrusion that experienced pervasive, late hydrothermal alteration (Sial and Long 1981).

Dark vein filling composed of oxidized hematite and magnetite in brecciated granite also

occurs in the central-south part of the pluton. These veins were described as an

association typical of Iron Oxide–Copper–Gold deposits (IOCG) (Parente et al. 2011).

Gabbroic rocks also occur in the center of the Meruoca pluton (Gonçalves unpublished

data), as well as in its NW corner (Pedrosa et al. 2011).

The Jaibaras Basin is located to the east of the Meruoca pluton. The basin filling is

comprised of continental immature siliciclastic deposits and volcanoclastic rocks of early

Paleozoic age (Santos et al. 2008). The genesis of the basin used to be considered as a

molasse–type basin, but recent studies show that its generation is associated with the

reactivation of the Transbrasiliano lineament in a rift stage (Oliveira 2000; Oliveira and

Mohriak 2003).


105

The most important Mesozoic magmatic event in the area was the Rio Ceará Mirim

Magmatism (Gomes et al. 1981). It yielded K-Ar ages that peak at ~130 Ma, which is

associated with the breakup of Pangea. It is composed of tholeiitic diabase dikes, oriented

predominantly in the E–W direction. Recent 40

Ar/39

Ar dates identified an age plateau at

132.2 ± 1 Ma that represents one of the phases of this magmatic event (Souza et al.

2003).

SEISMICITY OF THE BORBOREMA PROVINCE

The Borborema Province is one of the most important seismic areas in the stable

continental region of South America. Historical data suggest the occurrence of

earthquakes since the nineteenth century. Seismographs have monitored the region since

1965 showing that earthquakes with magnitudes of 5 mb occur on average every 5 years

with intensities of up to VII Mercalli Modified (Ferreira and Assumpção, 1983). These

events are felt over several hundred kilometers away from the epicenter (Ferreira et al.

1998). Active faults in Borborema Province are usually strike-slip and generate events of

up to 5.2 mb. Seismicity is concentrated in the upper crust down to a depth of 12 km

(Ferreira et al. 1998, 2008).

Stress fields studies using focal mechanisms, borehole breakouts, fault slip data, and

inelastic strain recovery measurements, indicate that the region is under a strike-slip

regime. This stress field comprises a sub-horizontal compressive stress roughly parallel

to the direction of absolute plate motion (Assumpção, 1992). On a local scale, the

present-day stress field exhibits E–W-oriented compression and N–S-oriented extension.

However, focal mechanisms indicate that SHmax (maximum horizontal compression)

rotates ~45° from E–W to NW–SE in the Potiguar Basin and along the continental

margin of the state of Ceará (Assumpção 1992; Ferreira et al. 1998, 2008; Bezerra et al.

2007, 2011). This local stress field would be influenced mainly by lateral density

variations across continental/oceanic boundary, as well as flexural stresses (Assumpção

1992; Ferreira et al. 1998).

MATERIAL AND METHODS


106

We combined the results of the seismic survey carried out by Oliveira et al. (2010) with

structural mapping, and laboratory analysis of fault mineralogy. The laboratory

techniques included thin section and scanning electron microscopy (SEM).

An earthquake of magnitude 3.8 mb occurred in the Sobral area on May 21, 2008. A

local network was installed in the epicentral area from June 6 to September 24, 2008. In

this study we considered 581 events that were recorded by at least three stations (Oliveira

et al. 2010). These authors used the HYPO 71 software and chose 24 events that had the

best hypocentral precision to determine the seismically-defined fault plane (Fig. A.2).

The events represent a 1-8 km fault, with maximum rms time error of 0.03s, maximum

horizontal error (erh) of 0.1 km, maximum vertical error of 0.2 km. The structural

mapping was carried out in April and November 2010 and the collected data were used to

plot paleo-stress diagrams. Rake determination was particularly difficult due to geometry

of some outcrops.

Thin sections were prepared in order to describe the structural and mineralogical

characteristics of the faulting. In addition, filling of the outcrop scale faults was analyzed

by SEM (model SSX – 550, SHIMADZU) and Energy Dispersive Spectrometry (EDS) at

the Centro de Tecnologia do Gás (CT-Gas-RN) and on a microprobe (JEOL Superprobe

JXA-8230) at the University of Brasília.

RESULTS

SEISMICALLY-DEFINED FAULT

Oliveira et al. (2010) determined an alignment of hypocenters using the least

squares method to adjust the more likely fault plane and named it the Riacho Fundo fault.

The seismically-defined fault is located in the center-south part of the granite. The

hypocentral data indicate that the fault is 6 km long, 1 to 8 km deep, strikes 081, and dips

~85° to the southeast. Oliveira et al. (2010) divided the fault into three segments and

calculated a focal mechanism for each one. Each focal mechanism corresponds to a

variation in depth: shallow (1.1-3.4km), intermediate (3.4-5.7km), and deep (5.7-7.8km)

earthquakes. The nodal planes of these focal mechanisms agree with the trend of

hypocenters.


107

In our study, we present a composite single focal mechanism for the whole fault for

the sake of clarity. The results of the seismological study are presented in Figure 2. The

epicenters reveal an E-W-striking, strike-slip seismically-defined fault (Riacho Fundo

fault) 6 km long.

EVIDENCE OF BRITTLE DEFORMATION FROM FIELD DATA

The Meruoca granite is a post-orogenic intrusion with no evidence of ductile

deformation. The granite cuts across the Precambrian basement, which was deformed

during the Brasiliano orogeny. It also cuts across the Jaibaras Basin and represents the

last magmatic event of the area. The digital elevation model shows a square-shaped

pluton, 800 to 1,000 m high, whose boundaries are oriented SW–NE and SE–NW. The

southern part of the pluton is marked by a 10 km long and 3 km wide valley, called

Boqueirão Valley, that presents steep walls and triangular facets, which are typical of

recent tectonic activity. The seismically-defined Riacho Fundo fault occurs at the

northern scarp of this valley.

Fault rocks at the outcrop scale are mainly cataclasites and fault gouges.

Cataclasites form coherent narrow zones 2-20 cm wide. Clast fragments from the

Meruoca Granite vary in size from a few centimeters to as much as 15-20 cm, whereas

the percentage of a dark matrix varies significantly and could reach 90%. We observed

several generations of cataclasites, i.e., fragments of cataclasites inside a younger

cataclasite. Fault gouge form unlithified material that occur in a few outcrops and were

formed at a shallow level of faulting. Gouge zones width usually vary from 5-15 cm.,

however, the large faults in the study area occur below rivers associated with Quaternary

alluvium and could not be observed directly.

We grouped the faults identified at the outcrop scale into two different paleostress

fields. The NE-striking structures presents a sub-horizontal NE-trending σ1 and a sub-

horizontal NW-trending σ3. The E–W and NW faults present a NW-trending σ1 and a

NE-trending σ3 (Fig. A.3 and A.4). Cross cutting relationships indicate that the former

stress field is the first while the latter represents the most recent brittle event (Fig. A.3).


108

Figure A.3 – Photos and sketches of faults in the Boqueirão valley. A, B and C, D

represent NE faults intersected by NW faults, both filled with opaque iron oxide

material. E, F show an E-W-trending basalt dike.

BRITTLE DEFORMATION AT A MICROSCOPIC SCALE

In the thin sections studied we identified three fault planes: faults filled with opaque

material, faults filled with quartz, and faults without filling material. In samples from the

NE and NW-trending faults we identified some small veins (up to 2 mm wide), whose

crystals were orthogonal to the main fault plane. Two types of boundaries from the rock


109

to the fault plane occur. The first one is abrupt and exhibits a sharp contact between K-

feldspar grains and the opaque material filling the fault plane. The second is a gradational

transition with grains of K-feldspar and quartz decreasing in numbers and size from the

wall rocks to the fault core (Fig. A.5A, B). The main texture found in the thin section of

the NW and NE faults is of cataclasite, which shows angular rock fragments, mainly

composed of quartz and embedded in a matrix of iron oxide. Most of the quartz in wall

rock and angular fragments in the fault presents undulated extinction associated with

faulting. The wall fragments in the fault infilling range from ~5 mm to less than 0.1 mm.

Some of the NW faults in Boqueirão valley present no filling. The N–S faults present

quartz exudation (> 1 mm) and small opaque grains. The quartz grains present

recrystallization and undulated extinction and rare thin (> 0.05 mm) randomly disposed

iron–oxide veins.

Figure A.4 - Paleostress diagrams for the most frequent faults, E-W and NW-SE

faults.

The SEM method was used toidentify high Fe content in the veins in a semi-

quantitative analysis. In addition, a microprobe study was performed in order to identify

the mineralogy of the veins. We were able to verify that the opaque matrix and black

veins filling the NW and NE fault breccias were hematite in four thin sections. We

analyzed the fault matrix in some targets and in others there was some contamination due


110

to very small grains of quartz dispersed in it. The images from the backscattering (BSE)

show a gradational transition from wall rock to the breccia phase (Fig. A.5C, D).

Figure A.5 – A and B photos of thin sections showing sharp contact between the rock

and the vein (Fe oxide) and angular clasts of quartz and feldspar of NW faults – N//.

K-f - K-feldspar, Qz- quartz. C and D texture of thin sections in microprobe BSE

photos. Red arrows indicate direction of flow. K-f – K-feldspar, Qz- quartz.

DISCUSSION AND CONCLUSION

The seismicity of the Meruoca granite is similar to that associated with veins and dikes,

such as in the Samambaia fault, described by Bezerra et al. (2011). The NNW-SSE paleo

sigma1 reactivated WNW-ESE structures. These structures were originated by the

younger brittle event recognized in the study area, also considering the crosscut

relationship between NE and NW structures and the absence of filling in some NW–

trending faults. This younger event is consistent with the Neotectonic stress field. In the

Meruoca Granite, the recognized hardened cataclasites and iron oxide cement indicate


111

older and deeper generated fault traces (rocks) that are not associated to measured

earthquakes. However, the seismological data indicate that the focal mechanism from the

recent earthquakes coincides with the paleostress field that creates and is prone to

reactivating the WNW-ESE and NW structures. Although these faults are not recent, the

faults and the swarm of basalt dikes are optimally oriented to reactivation by the present-

day stress field. These faults and the swarm of basalt dikes are the preexisting zone of

weakness on a local scale.

New data on the Borborema Province are now available to contribute towards the

understanding of the behavior of the seismically active faults in the region. Unlike the

Pernambuco lineament, where earthquakes are due to reactivation of the main shear zone

(Ferreira et al. 2008), the Transbrasiliano lineament does not present a direct relationship

with the recent earthquakes in the Meruoca granite. In addition, unlike the Palhano and

Augusto Severo cases, where the seismicity is related to faults that cut across preexisting

structures, the Meruoca seismicity is related to the northern scarp of the Boqueirão

valley, a remarkable 10 km long and 3 km wide structure located center-south of the

granite.

We conclude that the seismically-defined Riacho Fundo fault is not directly linked

to a nearby continental-scale shear zone reactivated in the Paleozoic, the Transbrasiliano

lineament. The Riacho Fundo fault, however, coincides with E–W-trending faults and

Jurassic–Cretaceous basalt dikes that cut across the Meruoca granite. These structures

occur along the Boqueirão valley, which is also an E–W-trending structure that exhibits

steep scarps and disrupts the granite topography. In addition, the Boqueirão valley, which

is also an E-W-trending structure, was formed and oriented in that mannerdue to the

existence of the Riacho Fundo fault. We conclude that the Riacho Fundo seismogenic

fault is a weak preexisting local structure, but that it isnot a case of reactivation of a

major shear zone similar to the Pernambuco lineament, as expected.

ACKNOWLEDGMENTS

We thank Marcelo Assumpção and two anonymous reviewers for their careful

review, which significantly improved our paper. The field work was supported by grants


112

provided by both Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia em Estudos Tectônicos

(INCT-ET 573.713/2008-1) and Petrobras project Lineamento Transbrasiliano: origem,

evolução e influência na sedimentação de bacias fanerozóicas (0050.023165.06.4). ACA

Moura thanks CNPq for the scholarship and Aureliano Nóbrega for the field trip and

discussions. The authors thank the Microprobe Laboratory of the Brasília University.

RESUMO

Em 2008 uma série de tremores ocorreu no Granito Meruoca, localizado na porção

noroeste da Província Borborema. A atividade sísmica foi identificada ao longo da falha

Riacho Fundo com direção 081°Az e profundidade de 8 quilômetros. O objetivo do

estudo foi analisar a correlação entre a atividade sísmica e as estruturas encontradas no

Granito Meruoca. Foi realizado um mapeamento geológico na área epicentral, com

análise da mineralogia das rochas de falha e comparação com os dados sismológicos da

falha Riacho Fundo. Chegamos à conclusão que a falha sismogênica coincide com as

falhas de direção E-W encontradas em escala de afloramento e com o enxame de diques

basálticos mezosóicos. Nós propomos que as estruturas frágeis do granito Meruoca foram

reativadas pela sismicidade. Nosso estudo exalta a importância do mapeamento geológico

e da análise mineral para estabelecer as relações entre as estruturas geológicas e a

sismicidade em uma determinada área.

Palavras-chave: Granito Meruoca, Falha Riacho Fundo, estudos de sismicidade,

Lineamento Transbrasiliano.


113

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116

ANEXO B

PARÂMETROS HIPOCENTRAIS DOS MELHORES 24 EVENTOS

REGISTRADOS EM PELO MENOS 10 (DEZ) ESTAÇÕES DA REDE SB


117


ORIGEM – Hora de Origem;

PROF – Profundidade medida em km;

NO – Número de observações (leituras das fases P e S);

DMIN – distânica epicentral do evento à estação mais próxima

GAP – Maior separação em graus vista do epicentro para duas estações vizinhas;

RMS – Resíduo médio do tempo comparando o valor observado com o calculado;

ERH – erro horizontal medido em km;

ERZ – erro vertical medido em km;

QM – Qualidade média da localização hipocentral (A - Ótimo; B - Bom; C - Regular; D –

Ruim).


118

Tabela B.1 – Melhores 24 sismos registrados na rede SB.

DATA ORIGEM LAS S(°) LONG W(°) PROF NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM

20080730 2304 17.75 03-37.33 40-30.63 05.27 10 112 1.8 0.02 0.1 0.2 B1

20080730 2306 52.57 03-37.41 40-29.78 04.40 12 99 2.3 0.02 0.1 0.2 B1

20080801 0452 39.17 03-37.30 40-30.66 05.67 14 105 1.8 0.02 0.1 0.1 B1

20080805 0316 50.54 03-38.30 40-29.41 05.26 14 100 1.1 0.02 0.1 0.2 B1

20080805 1248 07.95 03-38.34 40-29.39 05.33 13 105 1.1 0.02 0.1 0.2 B1

20080806 1829 40.63 03-37.29 40-30.23 04.40 12 103 2.6 0.02 0.1 0.2 B1

20080807 0426 14.68 03-37.22 40-30.09 04.41 16 100 2.8 0.03 0.1 0.2 B1

20080807 0950 17.85 03-37.31 40-29.42 05.88 12 86 2.0 0.01 0.1 0.1 A1

20080807 1958 09.52 03-37.50 40-30.89 05.60 14 92 1.4 0.02 0.1 0.1 B1

20080808 0544 07.35 03-37.30 40-30.48 05.57 16 102 2.1 0.02 0.1 0.2 B1

20080808 0934 43.44 03-37.53 40-30.88 05.62 16 89 1.4 0.02 0.1 0.1 A1

20080808 2012 14.77 03-37.29 40-30.37 05.06 16 101 2.3 0.03 0.1 0.2 B1

20080810 0520 15.30 03-37.69 40-31.95 02.43 11 176 0.9 0.02 0.1 0.2 B1

20080812 1512 17.98 03-37.57 40-31.67 02.10 16 157 0.5 0.03 0.1 0.2 B1

20080813 0348 16.12 03-37.87 40-29.51 07.85 11 116 1.4 0.01 0.1 0.1 B1

20080813 2213 27.39 03-37.27 40-31.17 01.32 13 114 0.8 0.03 0.1 0.2 B1

20080814 0643 13.39 03-37.33 40-30.53 06.17 16 102 2.0 0.03 0.1 0.2 B1

20080814 1100 45.05 03-37.48 40-29.60 06.32 14 92 2.0 0.03 0.1 0.2 B1

20080814 1501 12.21 03-37.44 40-31.53 01.59 11 112 0.3 0.02 0.1 0.1 B1

20080817 0322 28.98 03-37.41 40-30.87 05.56 12 131 1.4 0.02 0.1 0.2 B1

20080820 0846 34.08 03-37.36 40-31.32 01.34 10 154 0.6 0.02 0.1 0.1 B1

20080820 1742 23.73 03-37.39 40-31.32 01.18 10 98 0.6 0.02 0.1 0.2 B1

20080822 1954 17.94 03-37.33 40-30.59 05.02 13 103 1.9 0.03 0.1 0.2 B1

20080825 0508 29.13 03-37.41 40-30.73 05.53 12 99 1.7 0.03 0.1 0.2 B1


119

ANEXO C

PARÂMETROS HIPOCENTRAIS DOS MELHORES 12 EVENTOS

REGISTRADOS EM PELO MENOS 4 (QUATRO) ESTAÇÕES DA REDE SA


120


ORIGEM – Hora de Origem;

PROF – Profundidade medida em km;

NO – Número de observações (fases P e S);

GAP – Maior separação em graus vista do epicentro para duas estações vizinhas;

RMS – Resíduo médio do tempo comparando o valor observado com o calculado;

ERH – erro horizontal medido em km;

ERZ – erro vertical medido em km;

QM – Qualidade média da localização hipocentral (A - Ótimo; B - Bom; C - Regular; D –

Ruim).


121

Tabela C.1 – Melhores 12 sismos registrados na rede SA.

DATA ORIGEM LAS S(°) LONG W(°) PROF NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM

20101008 0127 02.23 3-22-97 40-12.57 4.51 10 106 5.4 0.03 0.1 0.3 B1

20101008 0137 47.42 3-22.94 40-12.52 4.25 10 105 5.5 0.03 0.1 0.3 B1

20101008 0316 58.30 3-22.94 40-12.53 4.25 10 105 5.5 0.03 0.1 0.3 B1

20101028 0353 44.48 3-23.27 40-12.78 4.33 08 116 4.9 0.02 0.1 0.3 B1

20101102 1608 54.75 3-23.17 40-12.59 3.69 08 154 5.3 0.00 0.1 0.1 B1

20101109 2148 00.23 3-23.02 40-12.34 3.76 08 161 5.8 0.02 0.1 0.3 B1

20101110 0027 58.30 3-23.00 40-12.49 3.75 10 106 5.5 0.03 0.1 0.3 B1

20101110 0030 49.70 3-22.97 40-12.48 3.61 09 105 5.5 0.02 0.1 0.3 B1

20101113 1830 25.92 2-22.85 40-12.67 4.15 08 153 5.2 0.01 0.1 0.1 B1

20101125 1805 25.92 3-22.79 40-12.70 3.90 09 103 5.2 0.02 0.1 0.3 B1

20101127 0018 20.30 3-23.22 40-12.33 4.25 08 109 5.8 0.02 0.1 0.3 B1

20101127 1129 29.26 3-23.09 40-12.42 4.11 10 107 5.8 0.03 0.1 0.3 B1

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SISMICIDADE E ESFORÇOS TECTÔNICOS NA ZONA SÍSMICA …€¦ · Tese de Doutorado – PPGG –UFRN Oliveira, P.H.S. v RESUMO A Zona Sísmica Acaraú (ZSA), região noroeste do estado