2018
UNIVERSIDADE DE LISBOA
FACULDADE DE CIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Estratigrafia sísmica da plataforma continental ao largo da
cadeia da Arrábida – contributo para o conhecimento da
evolução pós-miocénica
André Vinhas da Costa
Mestrado em Geologia
Especialização em Geologia Estrutural
Dissertação orientada por:
Professor Doutor Nuno Pimentel
ii
“No Universo… Nada é permanente, tudo se transforma…” (Hermes Trismegisto)
iii
AGRADECIMENTOS
A elaboração do presente trabalho representa o culminar de mais um ciclo do meu percurso formativo e académico, possibilitando-me a conclusão do mestrado em Geologia, na especialidade de Geologia Estrutural, pela Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa.
No entanto, esta última etapa não teria sido possível sem o apoio de colegas, amigos e familiares, pelo que gostaria de deixar umas palavras de apreço.
Primeiramente gostaria de agradecer ao Instituto Hidrográfico, na pessoa do seu Diretor-Geral Contra-Almirante Carlos Manuel da Costa Ventura Soares, instituição onde desenvolvo a minha atividade profissional, por me ter possibilitado a oportunidade de desenvolver este estudo usufruindo da informação adquirida em várias campanhas realizadas no âmbito do projeto SEPLAT (financiado pelo MDN).
Ao Professor Doutor Nuno Lamas Pimentel (Departamento de Geologia – Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa), meu orientador, que desde o início demonstrou interesse no trabalho e disponibilidade para me orientar. As suas sugestões e questões pertinentes contribuíram de forma determinante para a apresentação do trabalho final.
À Doutora Aurora Rodrigues (Instituto Hidrográfico – Divisão de Geologia Marinha), minha coorientadora, pelo apoio e incentivo, não só para concluir mais este ciclo, mas pela motivação, gosto e despertar da curiosidade por esta área de trabalho.
A ambos, agradeço as discussões, as quais denomino como “tertúlias geológicas”, que me obrigaram a refletir sobre vários assuntos.
Ao Professor Doutor João Cabral (Departamento de Geologia da FCUL) pelo acesso a bibliografia sobre Neotectónica.
Ao Professor Doutor Pedro Proença e Cunha (Departamento de Ciências da Terra da Faculdade de Ciências e Tecnologia da Universidade de Coimbra) pelo acesso a bibliografia e discussão sobre algumas questões que surgiram sobre trabalhos de sua autoria.
À Doutora Marta Neres (IDL da FCUL e IPMA – Divisão de Geologia Marinha) pelos esclarecimentos sobre os trabalhos realizados ao largo da plataforma continental entre o Cabo Raso e Cabo Espichel, e a permissão para utilizar o mapa de anomalias magnéticas.
Ao meu amigo Doutor Noel Moreira (Universidade de Évora) pelas discussões sobre geologia estrutural, que ajudaram bastante na compreensão de alguns conceitos “estruturalistas”.
A todos os colegas da Divisão de Geologia Marinha do Instituto Hidrográfico, que me ajudaram e apoiaram, de uma forma ou outra, a concretizar este trabalho. Sem desprimor por ninguém, gostaria de salientar os seguintes:
- Raquel Melo, Nuno Lapa e Sandra Moreira, meus colegas e companheiros de gabinete, pelas sugestões e ajuda sempre que precisei, mas acima de tudo pelas conversas que me possibilitavam desanuviar;
- Laura Reis, pela revisão do texto onde são abordados conceitos e parâmetros físicos de sísmica de reflexão;
- Catarina Fradique e João Oliveira (os “Massudos do Caniçal”), Sandra Silva e Milton Cabral que, desde o início, me deram o seu apoio para levar esta etapa até ao fim;
Um agradecimento a todas as guarnições dos navios hidrográficos pela dedicação e empenho durante as campanhas de aquisição de dados.
Agradeço aos meus pais, pelo apoio incondicional ao longo da minha vida. No fundo, são eles os responsáveis por ter chegado a este patamar.
Aos meus amigos e familiares por me ajudarem a ultrapassar as fases menos boas.
Por fim, mas muito importante, à minha querida Inês, companheira e esposa, que sempre esteve presente, com muita paciência e compreensão, pelas noites e fins-de-semana passados a trabalhar, dando-me força para levar até ao fim esta “aventura”, sem nunca me ter deixado desistir.
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RESUMO
Classificada como um exemplo típico de margem continental passiva, a margem continental oeste ibérica desde os anos 70 e 80 do século XX tem vindo a ser objeto dos mais variados estudos, tendo em vista o conhecimento dos processos que estiveram na sua origem, bem como aqueles que, ao longo dos tempos, a modificaram até ao presente. A interação entre os processos de geodinâmica interna e externa, nas suas mais variadas vertentes e escalas temporais, tem sido uma das áreas de investigação onde se tem investido mais esforço, dadas as implicações para a sociedade.
A plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida, compreendida entre o Cabo Espichel e o delta de vazante do rio Sado, culminando o seu bordo na vertente Norte do Canhão de Setúbal, é a área que se explora na presente dissertação, cujo principal objetivo consiste na descrição da estrutura dos andares estruturais superiores da plataforma continental, contribuindo para o conhecimento da evolução deste setor da plataforma continental portuguesa, em especial no período pós-miocénico.
Como metodologia de trabalho, foram analisadas 23 linhas de reflexão sísmica de alta resolução, cuja interpretação sismo-estratigráfica serviu de base ao estabelecimento do modelo evolutivo dos níveis superiores da plataforma.
Os resultados obtidos apontam para uma coluna sismo-estratigráfica composta por 3 sequências sísmicas distintas (SR, S1 e S2), delimitadas por diferentes refletores, onde se destaca o refletor UMG (?), o qual separa as sequências mais antigas (SR e S1) da mais recente (S2) e, que materializa uma superfície de expressão regional, com natureza erosiva interpretada como representando os processos associados ao Último Máximo Glaciar ocorrido há 18 000 a 20 000 anos. As estruturas de deformação que afetam as sequências mais antigas (SR e S1) foram interpretadas como estruturas antigas, herdadas do soco varisco e reativadas num contexto geodinâmico de inversão tectónica mais recente (Miocénico e pó-Miocénico). Não foi identificada nenhuma estrutura afetando a sequência mais recente (S2).
O estudo da distribuição desta sequência, realizado através da elaboração de um mapa de espessuras verticais, mostra uma tendência geral de aumento da espessura em direção ao quadrante W da área, encontrando-se as mais espessuras sempre junto a costa.
O modelo de evolução para este setor, estabelecido apenas a partir da interpretação realizada, indica que a sequência sísmica mais antiga (SR), correspondendo ao substrato rochoso, está fortemente afetada por estruturas tectónicas, herdadas de ciclos anteriores e reativadas em regime compressivo que, controlaram a formação de uma grande depressão tectónica no setor mais ocidental da plataforma, alinhada com a direção do Canhão de Sesimbra. Posteriormente, esta depressão foi preenchida por consecutivos depósitos sedimentares (representados pelas unidades sísmicas que compõem a sequência S1), como resultado da tectónica ativa e das várias oscilações eustáticas que afetaram a margem neste período. Os depósitos sedimentares que se encontram expressos pelas unidades sísmicas que compõem a sequência sísmica S2, ilustram a evolução mais recente do nível médio do mar (NMM), referente aos últimos 18 000 a 20 000 anos, altura do Último Máximo Glaciar. A sequência encontra-se depositada sobre uma superfície de aplanação de expressão regional (refletor UMG (?)), que trunca todas as unidades mais antigas, geradas antes daquele período. As 3 unidades sísmicas da sequência S2 foram depositadas nas 3 principais fases de subida do NMM, interrompidas por períodos em que o NMM se manteve estabilizado ou desceu. Com base neste modelo, foi proposta uma reconstituição da localização da linha de costa dos principais períodos de estabilização, de forma a identificar alguns dos processos de fornecimento de partículas (essencialmente erosão e colapso de vertentes e processos de deriva litoral, na zona costeira).
Palavras-chave: Plataforma continental, Arrábida, Último Máximo Glaciar, sismo-estratigrafia, estruturas de deformação, cobertura sedimentar, reflexão sísmica.
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ABSTRACT
The West Iberian continental margin has been the subject of several studies since the 70s and 80s of the 20th century, not only addressing the processes that are at its origin, but also those that, over time, have modified it up to the present. Such studies have resulted in the classification as a typical example of a passive continental margin. Given the implications for society, the interaction between internal and external geodynamic processes, in its most varied aspects and temporal scales, has been one of the research areas where considerable effort has been placed.
The area covered by the present dissertation spans the continental shelf adjacent to the Arrábida chain, between Cabo Espichel and Sado river delta, with its edge in the northern slope of Canhão de Setúbal. The main objective of this work is to describe the structure of the upper structural intervals of the continental shelf, contributing to increase the knowledge about the evolution of this important sector, especially in the post-Miocene period.
As a working methodology, 23 high resolution seismic lines were analyzed, and its seismic-stratigraphic interpretation served as the basis for establishing the evolutionary model of the upper levels of the shelf.
The results obtained show that the seismic-stratigraphic column comprises 3 distinct seismic sequences (SR, S1 and S2) that are delimited by different reflectors. From these, the UMG (?) reflector stands out. UMG separates the oldest seismic sequences (SR and S1 ) from the most recent one (S2), and also materializes an area of regional expression, with its erosive nature interpreted as representing the processes associated with the Last Maximum Glacier, which has occurred 18,000 to 20,000 years ago.
The deformation structures affecting the older sequences (SR and S1) were interpreted as old structures, inherited from the Variscan bedrock, later reactivated during the Miocene tectonic inverssion. No structure was identified that affects the most recent sequence (S2).
Study of this sequence distribution, carried through the elaboration of a vertical thickness maps, shows thickness increasing towards the W quadrant of the area, and next to coast.
The evolutionary model for this sector, established only from the performed interpretation, indicates that the oldest seismic sequence (SR), corresponding to the bedrock, is strongly affected by tectonic structures inherited from previous events and reactivated in a compressive regime. This structural grain controlled the formation of a great tectonic depression in the most western sector of the platform, aligned with the direction of the Sesimbra Canyon.
Later, this depression was filled by consecutive sedimentary deposits (represented by the seismic units that make up the sequence S1), as a result of the active tectonics and the various eustatic oscillations that affected the margin during this period. The sedimentary deposits represented by the seismic units of sequence S2, illustrate the most recent evolution of the mean sea level (NMM), during the last 18,000 to 20,000 years, at the height of the Last Glacial Maximum. The sequence is deposited over a flat surface of regional expression (UMG reflector (?)), which truncates all the underlying generated before that period. The 3 seismic units of the S2 sequence were deposited in the 3 main NMM rise phases, interrupted for periods when the NMM remained stable or declined.
Based on this model, a reconstruction of the coastline location of the main stabilization periods was proposed, in order to identify some of the particle supply processes (mainly erosion and collapse of slopes and coastal drift processes in the coastal zone).
Keywords: Continental shelf, Arrábida, Last Glacier Maximum, earthquake-stratigraphy, deformation structures, sedimentary cover, seismic reflection.
vi
ÍNDICE
AGRADECIMENTOS ... III RESUMO ... IV ABSTRACT ... V ÍNDICE ... VI LISTA DE ABREVIATURAS ... XII1. ENQUADRAMENTO DO TRABALHO ...13
1.1. Introdução ...13
1.2. Objetivos e estruturação da dissertação ...13
1.3. Enquadramento da área de estudo ...14
1.3.1. Enquadramento geográfico ... 14
1.3.2. Enquadramento geológico ... 14
Bacia Lusitaniana (BL) ... 14
Inversão miocénica e a edificação da Cadeia da Arrábida ... 17
Contexto tectónico na transição Neogénico - Quaternário ... 18
1.4. Cadeia orogénica da Arrábida ...20
1.4.1. Estado de arte ... 20
1.4.2. Estrutura orogénica ... 21
1.4.3. Litoestratigrafia ... 22
1.5. Plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida ...23
1.5.1. Caraterísticas gerais ... 23
1.5.2. Litoestratigrafia do setor imerso ... 26
1.6. Enquadramento oceanográfico ...27
1.7. Sismicidade ...28
2. DADOS E MÉTODOS ...30
2.1. Conceitos gerais de sísmica de reflexão monocanal de alta resolução ...30
2.1.1. Ondas elásticas ... 30
2.1.2. Princípio de Huygens ... 31
2.1.3. Lei de Snell ... 32
2.1.4. Impedância acústica e Coeficiente de Reflexão ... 33
2.1.5. Resolução ... 33
2.2. Origem, aquisição e processamento dos dados ...35
2.2.1. Aquisição de reflexão sísmica de alta resolução – sistema Boomer ... 35
2.2.2. Processamento de dados ... 36
2.3. Estratigrafia sísmica – metodologia ...37
3. ANÁLISE SISMO-ESTRATIGRÁFICA ...40
3.1. Descrição das sequências sísmicas ...40
3.1.1. Sequência sísmica SR – substrato rochoso ... 40
3.1.2. Sequência sísmica S1 ... 41
A. Unidade sísmica S1U1 ... 41
B. Unidade sísmica S1U2 ... 41
C. Unidade sísmica S1U3 ... 41
D. Unidade sísmica S1U4 ... 42
3.1.3. Sequência sísmica S2 ... 42
A. Unidade sísmica S2U1 ... 42
B. Unidade sísmica S2U2 ... 42
C. Unidade sísmica S2U3 ... 43
vii
3.2.1. Estruturas de deformação dúctil ... 48
3.2.2. Estruturas de deformação frágil ... 48
3.3. Síntese da interpretação sismo-estratigráfica ...55
4. MODELO EVOLUTIVO ...57
4.1. Evolução pós-miocénica ...57
4.2. Evolução recente (Quaternário recente – Holocénico) ...63
4.2.1. A evolução pós-glaciária da plataforma continental portuguesa: breve síntese ... 63
4.2.2. Distribuição da cobertura sedimentar da plataforma ... 64
4.2.3. Evolução da linha de costa e sequência sísmica S2 ... 67
4.3. Síntese da evolução do setor ...71
5. CONSIDERAÇÕES FINAIS ...72
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 74
ANEXOS ... 80
FIGURAS Figura 1.1 – Mapa da margem continental portuguesa do sector estudado e localização da área de interesse (retângulo a vermelho) (MDT extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/). ... 14
Figura 1.2 – Coluna litoestratigráfica da Bacia Lusitaniana incluindo os principais eventos geodinâmicos e ciclos transgressivos e regressivos (adaptado de Pimentel & Reis, 2016). ... 16
Figura 1.3 – Enquadramento geotectónico da Bacia Lusitianiana e de outras bacias da MOI. Definição dos sectores segundo (1) Rocha & Soares (1984) e (2) Ribeiro et al. (1996b) (adaptado de Kullberg et al., 2006). ... 17
Figura 1.4 – Mapa tectónico da Arrábida. Seta a negro representa a direção da compressão máxima durante a inversão miocénica. A vermelho a localização do Anticlinal do Formosinho (adaptado de Kullberg, M.C. et al., 2000). ... 18
Figura 1.5 – Quadro das unidades cenozoicas da Bacia do Baixo Tejo (adaptado de Pais et al., 2013). A vermelho encontra-se assinalado as duas fases do evento tectónico descrito em Calvo et al. (1993). . 19
Figura 1.6 – Excerto da carta neotectónica de Portugal, na escala 1: 1 000 000, com a localização das estruturas activas na região envolvente à área de estudo (adaptado de Ribeiro & Cabral, 1988). ... 20
Figura 1.7 – Mapa geológico da região da Cadeia Orogénica da Arrábida, na escala 1:20 000, publicado por Choffat em 1908... 21
Figura 1.8 – Mapa com a localização das principais estruturas geológicas presentes na região da Cadeia Orogénica da Arrábida. Em (A) esquema ilustrativo do estilo de tectónica pelicular (thin-skinned tectonics) que caracteriza a elevação de toda a cadeia da Arrábida (adaptado de Pfiffner, 2017). (MDT batimétrico extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/, altimétrico extraído de http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/). ... 22
Figura 1.9 – Carta geológica de Portugal, na escala 1:50000, folha 38-B (Setúbal) e respetiva legenda. ... 24
Figura 1.10 – Mapa de declives obtido no software ArcGis (ESRI) através da interpolação da superfície batimétrica (ver também em Anexo 1). ... 25
Figura 1.11 – Perfis topográficos P1, P3 e P6 do fundo marinho atual e em (A) a localização dos perfis. ... 25
Figura 1.12 – Excerto da Carta Geológica de Portugal, na escala 1: 500 000, folha sul, onde se observa a cartografia das unidades geológicas imersas na área de estudo, assim como as estruturas geológicas cartografadas. ... 26
Figura 1.13 – Excerto da carta de sedimentos superficiais da plataforma continental, na escala 1:150 000, folha SED5, Cabo da Roca ao Cabo de Sines (IH, 2005), onde se observa a distribuição dos depósitos sedimentares que cobrem a plataforma continental da área de interesse. ... 27
viii
Figura 1.14 – Mapa sismo-estratigráfico elaborado por Brito (2009) com a cartografia das unidades sísmicas identificadas por este autor na zona do delta de vazante do rio Sado e zonas costeiras da serra da Arrábida e península de Tróia... 27 Figura 1.15 – Distribuição espacial da sismicidade ocorrida, entre 1961 e 2009, em Portugal Continental e margem atlântica. A vermelho localização da área de interesse (adaptado de Bezzeghoud et al., 2013). ... 28 Figura 2.1 – Representação da propagação de uma onda compressiva do tipo P, onde é representado o movimento das partículas que constituem o meio de propagação (adaptado de Mondol, 2010). ... 30 Figura 2.2 – Comportamento elástico representado por uma sinusoidal e os parâmetros que a caracterizam. ... 31 Figura 2.3 – Representação da frente de onda no sistema dimensional espaço-tempo. (adaptado de Sheriff, 1995). ... 32 Figura 2.4 – Esquema ilustrativo das direções de onda refletida e refratada geradas a partir de uma onda P incidente. (adaptado de Mondol, 2010). ... 32 Figura 2.5 – Gráfico do impulso da placa Boomer. (adaptado de Applied Acoustic Engineering, 2003). ... 34 Figura 2.6 – Representação da primeira zona de Fresnel de uma onda. (adaptado de McQuillin et al., 1984)... 34 Figura 2.7 – Localização das linhas sísmicas adquiridas na plataforma continental a sul da cadeia da Arrábida e utilizadas para a realização da interpretação sismo-estratigráfica (ver também em Anexo 1). ... 35 Figura 2.8 – Esquema de uma sequência deposicional idealizada. Limites definidos pelas superfícies A e B (a vermelho) (adaptado de Roque, 2007). ... 38 Figura 2.9 – Tipos de terminações das reflexões e interpretação geológica (adaptado de Roque, 2007). ... 38 Figura 2.10 – Configurações internas e progradantes dos refletores e ambientes relacionados (adaptado de Roque, 2007). ... 39 Figura 3.1 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Em A metade da linha sísmica da zona ocidental e em B metade referente à zona oriental da área de interesse. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1e 2). ... 44 Figura 3.2 – Linha sísmica 170316LINE2 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 45 Figura 3.3 – Linha sísmica 160127LINE1 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 45 Figura 3.4 – Linha sísmica 171129LINE1 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 46 Figura 3.5 – Linha sísmica 171128LINE2 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 46 Figura 3.6 – Linha sísmica 170315LINE2 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 47
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Figura 3.7 – Linha sísmica 170315LINE5 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 47 Figura 3.8 – Cartografia das estruturas geológicas de deformação identificadas no decorrer da interpretação sismo-estratigráfica dos dados utilizados (ver também em Anexo 1). ... 48 Figura 3.9 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais estruturas geológicas (F1 e D1) e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 49 Figura 3.10 – Linha sísmica 170315LINE6 interpretada com identificação do plano axial PA1 de D1 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 49 Figura 3.11 – Linha sísmica 170315LINE7 interpretada com identificação da falha F1 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 49 Figura 3.12 – (A) Localização da linha sísmica multicanal GSI-47 (verde), (B) Interpretação sismo-estratigráfica das principais estruturas geológicas de deformação frágil (F1, F2 e F3 a amarelo) e a vermelho com transparência a presença de um eventual corpo ígneo. A linha roxa a tracejado indica o limite do comprimento de gravação dos dados utilizados obtidos com o sistema Boomer (figuras adaptadas de Brito (2009) exceto interpretação). ... 50 Figura 3.13 – Excerto da linha sísmica 160129LINE1 interpretada com identificação das falhas F2 e F3 e sequências sísmicas. A vermelho transparente o provável corpo ígneo identificado. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 51 Figura 3.14 – Excerto da carta de anomalias reduzidas ao polo (vectorizada), na escala 1:50000, da zona sul do Cabo Espichel (adaptado de Silva Azevedo, 1992). ... 52 Figura 3.15 – Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao polo apresentado por Neres et al. (2016), em (A) ampliação da zona de interesse onde se identifica uma anomalia magnética no Cabo Espichel. ... 52 Figura 3.16 – Excerto da linha sísmica 0503011LINE35 interpretada com identificação da falha F4 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 54 Figura 3.17 – Excerto da linha sísmica 170314LINE3 interpretada com identificação da falha FA’e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 54 Figura 3.18 – Excerto da linha sísmica 070301LINE21 interpretada com identificação da falha FA’e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 54 Figura 3.19 – Linha sísmica 160126LINE6 interpretada com identificação da falha provável F6 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ... 55 Figura 3.20 – Coluna sismo-estratigráfica das sequências sísmicas identificadas. ... 56 Figura 4.1 – Localização aproximada dos talvegues dos canais que constituiriam o paleovale do CS obtida através da interpretação das linhas sísmicas utilizadas (ver também em Anexo 1). ... 58 Figura 4.2 – Cartografia da localização dos talvegues e estruturas geológicas segundo Boillot et al. (1974). Localização das falhas F4 e F5 projetadas sobre a presente cartografia. ... 59 Figura 4.3 – Coluna crono-lito-estratigráfica da sondagem de Belverde (localização: 38º 35’ 34,1” N; 9º 8’ 24,7”W), realizada entre Março e Dezembro de 2001, com destaque para as formações classificadas como pertencentes ao Miocénico superior e Pliocénico. A seta a vermelho indica a discordância entre o Pliocénico e o Miocénico superior (adaptado de Pais et al., 2003). ... 59 Figura 4.4 – Mapa dos movimentos verticais neotectónicos de Portugal Continental, acumulados aproximadamente nos últimos 3 M.a., e elaborado com base no levantamento de terraços marinhos e encaixe de redes hidrográficas. As isolinhas referentes aos movimentos encontram-se em centenas de metros. Destaque para a região da área de estudo (adaptado de Cabral, 2012). ... 61 Figura 4.5 – Curva da variação do nível do mar nos últimos 30 M.a., com destaque para a posição relativa do nível médio do mar há cerca de 3 M.a., 60 m acima do nível atual (adaptado de Haq et al., 1984). 61
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Figura 4.6 – Projeções estereográficas das medições de paleocorrentes em formações pliocénicas na Península de Setúbal com direção geral de 225º (indicação seta negra) (adaptado de Azevedo, 1982). ... 62 Figura 4.7 – Posição da frente polar no Atlântico Norte como consequências das oscilações climatéricas que se fizeram sentir nos últimos 20000 anos (adaptado de Ruddiman & McIntyre, 1981). ... 63 Figura 4.8 – Curva de variação do nível do mar para a plataforma continental setentrional portuguesa desde o Último Máximo Glaciar (UMG) (adaptado de Dias et al., 1997). ... 64 Figura 4.9 – Mapa com projeção da superfície referente ao levantamento batimétrico (multifeixe) na escala de cinzas, cartografia da rocha aflorante (polígonos laranjas) e a área utilizada como fronteira para a elaboração do mapa de espessura (polígono de linha encarnada). ... 65 Figura 4.10 – Mapa da espessura da cobertura sedimentar (sequência sísmica S2 total) em milissegundos tempo duplo (ms td), (A) ampliação do mapa da espessura da cobertura sedimentar recente obtido, nível de informação referente à rocha aflorante (polígonos laranja) e projeção das linhas sísmicas utilizadas para este trabalho (ver também em Anexo 1) (MDT SRTM – Shuttle Radar Topography Mission: https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/). ... 66 Figura 4.11 – Projeção da elipse de tendência de aumento da espessura da cobertura sedimentar (sequência S2 total), com a indicação da direção 254º desse aumento (seta preta). ... 67 Figura 4.12 – Mapa com a projeção da superfície interpolada através da localização em profundidade absoluta do refletor UMG (?) interpretados sobre as linhas de reflexão sísmica utilizadas (ver também em Anexo 1). ... 68 Figura 4.13 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -130 m abaixo do atual há 18 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -100 m abaixo do atual há 13 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa a subida do NMM e período da provável deposição da unidade sísmica S2U1, tendo em conta um período estacionário de cerca 2000 anos (ver também em Anexo 1). ... 69 Figura 4.14 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -100 m abaixo do atual há 13 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -40 m abaixo do atual há 11 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida subida do NMM e período da provável deposição da unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo 1). ... 69 Figura 4.15 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -40 m abaixo do atual há 11 000 anos atrás (Dryas recente), (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -60 m abaixo do atual há 10 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida descida do NMM e período de erosão e redistribuição sedimentar levando à formação da superfície de aplanação referente ao refletor R2 que limita o topo da unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo 1)... 70 Figura 4.16 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -60 m abaixo do atual há 10 000 anos atrás (inicio Holocénico), (B) mapa com projeção da superfície atual do NMM; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa a subida do NMM, tendo começado a estabilizar há cerca de 3000 anos atrás, a subida levou à deposição da unidade sísmica S2U3 (ver também em Anexo 1). ... 71
xi TABELAS
Tabela 1.1 – Principais eventos de sismicidade histórica registados na região da área de estudo (adaptado
de Brito, 2009). ... 29 EQUAÇÕES (Equação 2.1) ... 31 (Equação 2.2) ... 31 (Equação 2.3) ... 31 (Equação 2.4) ... 32 (Equação 2.5) ... 33 (Equação 2.6) ... 33 (Equação 2.7) ... 33 (Equação 2.8) ... 34 (Equação 2.9) ... 34 ANEXOS
Anexo 1 – Projeto de informação geográfica SIG (Ficheiro PMF).
xii
LISTA DE ABREVIATURAS
AGC Automatic Gain Control
a.p. Antes do presente
AM Placa tectónica Americana
BL Bacia Lusitaniana
CMA Crista Média Atlântica
CS Canhão de Sesimbra
CVL Complexo Vulcânico de Lisboa
EA Placa tectónica Euroasiática
FA Falha da Arrábida
Fm. Formação
FSPN Falha Setúbal – Pinhal Novo
HST Highstand System Tract
Hz Hertz
IbM Ibero-Manchega
IDW Inverse Distance Weighted
IH Instituto Hidrográfico
IM Instituto de Meteorologia
IMPA Instituto Português do Mar e Atmosfera
LST Lowstand System Tract
Ma Milhões de anos
MDT Modelo Digital de Terreno
MOI Margem Oeste Ibérica
MOP Margem Oeste Portuguesa
NMM Nível Médio do Mar
NRP Navio da República Portuguesa
NU Placa tectónica Núbia
ResH Resolução horizontal
ResV Resolução vertical
Shmax Compressão máxima horizontal
TWTT Two Way Travel Time
UMG Último Máximo Glaciar
Vp Velocidade de propagação do som nos sedimentos ZFAG Zona de Fratura Açores-Gibraltar
ZOM Zona de Ossa Morena
ZSP Zona Sul Portuguesa
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1. ENQUADRAMENTO DO TRABALHO
1.1.Introdução
A Margem Oeste Portuguesa (MOP) encontra-se no extremo SW da placa euroasiática e trata-se de uma margem passiva não vulcânica (com magmatismo muito limitado durante as fase de formação), de direção geral N-S, e teve origem no adelgaçamento litosférico continental do supercontinente Pangea no Triássico. A zona de fracturação continental estava compreendida desde o Senegal-Florida até à Ibéria-Terra Nova, onde, durante o Mesozóico com a continuação do rifting, evoluiu para a abertura do Atlântico Norte durante o Cretácico Inf. (Afilhado et al., 2013)
A MOP é segmentada em três domínios, continental adelgaçado, transicional e distal. No âmbito do presente trabalho a plataforma continental encontra-se inserida no primeiro domínio que é caracterizado pela existência de conjuntos de blocos basculados, limitados por falhas lístricas de direção aproximada N-S e inclinadas para W (Afilhado et al., 2013).
Assim a plataforma continental é a área definida entre a linha de costa e o bordo da plataforma, sendo este último correspondente à linha irregular que materializa a ruptura de pendor que marca o início da vertente continental (Rodrigues, 2004).
Segundo Vanney & Mougenot (1981) a plataforma continental pode ser dividida entre a plataforma do Minho e Beira Litoral; plataforma continental da Estremadura (norte e sul de Lisboa); plataforma do baixo Alentejo e Algarve.
O sector que é objeto de estudo da presente dissertação encontra-se inserido na plataforma continental da Estremadura a sul de Lisboa, compreendida entre o cabo Espichel e a zona do delta de vazante do rio Sado numa direção aproximada E-W, paralela à cadeia orogénica da Arrábida, e a sul pela vertente norte do canhão de Setúbal.
Neste trabalho, com recurso a dados de reflexão sísmica de alta resolução, identificam-se as sequências sísmicas presentes no setor da plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida e, propõem-se um modelo geológico e evolutivo pós-Miocénico tendo como referência os trabalhos elaborados por vários autores neste setor desde os anos 70 (e.g. Boillot et al., 1974).
1.2.Objetivos e estruturação da dissertação
O principal objetivo deste trabalho é contribuir para o conhecimento da evolução geológica da plataforma continental adjacente à Cadeia da Arrábida, em especial no período pós-miocénico.
Para a concretização deste objetivo é apresentada a descrição e interpretação das unidades sismo-estratigráficas dos níveis superiores da plataforma continental, realizada através de perfis de reflexão sísmica de alta resolução. Avaliando as respetivas fácies sísmicas e o estilo de deformação que afeta a série sismo-estratigráfica, e tendo como referência os trabalhos realizados na cadeia da Arrábida, é elaborado um modelo para a evolução da plataforma da área de interesse.
Esta dissertação será iniciada com o enquadramento geral da área (ponto 1), e com a identificação dos dados analisados e descrição das metodologias de aquisição e processamento, bem como os critérios sismo-estratigráficos utilizados na interpretação dos dados (ponto 2).
A descrição das sequências e unidades sísmicas identificadas é exposto no ponto 3. A evolução tectónica da plataforma do setor em estudo (ponto 3) é um dos objetivos que complementam o objetivo principal do trabalho, para tal, a interpretação sismo-estratigráfica conjugada com trabalhos já realizados na mesma área ou áreas envolventes permite a construção de um modelo evolutivo dos níveis superiores da margem neste local (ponto 4).
Por fim, a caraterização da cobertura sedimentar, referente às unidades sísmicas mais recentes, possibilita a compreensão da evolução da plataforma a sul da cadeia da Arrábida desde o Último Máximo Glacial, há 18000 anos, e a justificação do padrão cartográfico dos depósitos sedimentares presentes nesta área (ponto 4).
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Na parte final, são tecidas algumas considerações finais e apresentadas propostas de trabalhos futuros (ponto 5). O trabalho termina com a listagem das referências bibliográficas citadas ao longo do texto.
1.3.Enquadramento da área de estudo
1.3.1. Enquadramento geográfico
O setor da plataforma continental que é objeto de estudo desta dissertação fica localizado a sul de Lisboa, mais concretamente ao largo da faixa litoral compreendida desde o cabo Espichel até à zona de transição para o delta do rio Sado. Em termos geográficos a área de estudo é enquadrada pelos paralelos 38º 20’ 00” N e 38º 28’ 00” N, e os meridianos 8º 58’ 00” W e 9º 14’ 00” W (WGS84) (Figura 1.1).
Figura 1.1 – Mapa da margem continental portuguesa do sector estudado e localização da área de interesse (retângulo a vermelho) (MDT extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/).
1.3.2. Enquadramento geológico Bacia Lusitaniana (BL)
A Bacia Lusitaniana (BL) é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica (MOI) durante o Mesozóico, e a sua dinâmica enquadra-se no contexto da fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Trata-se de uma bacia formada em regime distensivo, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânico (Kullberg et al., 2006, 2013).
Com uma área superior a 20 000 km2 na parte central da MOI, alonga-se por cerca de
200 km segundo uma direção aproximada NNW-SSE e por mais de 100 km na direção perpendicular; cerca de 2/3 dos sedimentos que caraterizam a bacia afloram na área continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental (Kullberg
et al., 2006, 2013).
A evolução tectónica da BL, segundo Ribeiro et al. (1979), foi condicionada por falhas que se formaram durante o episódio de fracturação tardi-varisca aproximadamente
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entre os 300 e os 280 Ma. Este episódio tardi-orogénico resulta da imposição de regime de cisalhamento direito aos limites da micro-placa ibérica, dando origem às falhas de desligamento esquerdo de direção aproximada NNE-SSW e NE-SW (Ribeiro, 2002). Outras falhas orogénicas variscas de orientação geral N-S (falha Porto-Tomar) e NW-SE foram também importantes na estruturação da Bacia Lusitaniana.
A evolução tectónica da BL que se desenvolve genericamente em regime distensivo, ao longo de um período de 135 Ma segundo Wilson et al. (1996) está relacionada com a abertura do Atlântico Norte, na proximidade do Atlântico Central, domínios oceânicos distintos separados pela Zona de Fratura de Açores-Gibraltar (ZFAG). Esta constitui limite transformante entre placas, que numa fase inicial do ciclo alpino, ou seja da rotura da Pangeia, separou dois grandes continentes, a Laurásia (no hemisfério Norte) e a Gondwana (hemisfério Sul). A Ibéria localiza-se, assim, durante o Mesozóico, numa posição de charneira, cuja atividade está também relacionada com a evolução dos limites de placa a sul entre África e a Eursásia (limite transcorrentes ao longo da ZFAG) e a Oeste entre a Ibéria e a Terra Nova (limite divergente associado à evolução do Atlântico Norte). Nas fases iniciais de desenvolvimento do proto-Altântico norte, desde o Triásico, a Ibéria encontra-se solidária ao continente norte-americano, mas por estiramento litosférico progressivo, acabará por ocorrer a rotura crostal e consequente oceanização no final do Cretácico inferior (Kullberg et al., 2006, 2013).
Desde o início da fragmentação continental até à formação de crosta oceânica e consequente fim da BL, ocorreram quatro episódios de rifting, representando os efeitos da desaceleração da distensão, acompanhada por relaxamento pós-tectónico. Na complexidade de interações que afetaram a MOI, onde se encontra inserida a BL, é de destacar os episódios de inversão tectónica precoce, magmatismo muito ténue e diapirismo.
A variedade de direções das linhas de fraturação herdadas, já supracitadas, é responsável pela forte compartimentação da BL no que diz respeito à delimitação de setores com evoluções tectono-sedimentares por vezes distintas. Este aspeto irá condicionar não só o estilo tectónico, mas também as fácies sedimentares (Kullberg et al., 2013). Os sedimentos que caraterizam a BL, tiveram origem no Maciço Hespérico e depositaram-se principalmente sobre as unidades da Zona de Ossa Morena (ZOM) e provavelmente também da Zona Sul Portuguesa (ZSP) (Dias & Ribeiro, 1995). Esta série sedimentar pode atingir localmente espessuras da ordem de 5000 m (Ribeiro et al., 1979 in Kullberg et al., 2013).
A litoestratigrafia da BL está intimamente relacionada com a evolução da MOI desde a fragmentação continental da Pangeia até à passagem desta a uma margem passiva com a formação de crosta oceânica. Esta evolução está registada em quatro episódios de rifting que permitiram a individualização das unidades/formações litológicas que caraterizam a Bacia de norte a sul. Como não se pretende apresentar uma descrição exaustiva das formações litoestratigráficas que constituem a Bacia, é apresentado na Figura 1.2 (Pimentel & Reis, 2016) um quadro resumo, com a visualização das principais formações presentes na BL, idades e esquemas evolutivos. Uma descrição mais detalhada das unidades litoestratigráficas presentes na área de estudo é apresentada no ponto 1.4.3..
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Figura 1.2 – Coluna litoestratigráfica da Bacia Lusitaniana incluindo os principais eventos geodinâmicos e ciclos transgressivos e regressivos (adaptado de Pimentel & Reis, 2016).
Uma das unidades litoestratigráficas presentes na Bacia Lusitaniana que merece um destaque especial, diz respeito às argilas e margas evaporíticas do Triásico sup. – Jurássico inf., que foram designadas inicialmente por Margas de Dagorda (Choffat, 1882), e caraterizam-se por possuírem propriedades físicas (densidade e reologia) particulares, sendo responsáveis pela ocorrência de episódios de diapirismo e descolamentos basais, associados à movimentação de falhas normais lístricas, formadas durante a distensão mesozóica ou a cavalgamentos peliculares, gerados durante a inversão tectónica cenozóica como exposto no ponto 1.4.2..
Limites e setores internos
Como referido no ponto anterior a Bacia Lusitaniana tem uma extensão de cerca 200 km segundo uma direção aproximada NNW-SSE e por mais de 100 km na direção perpendicular. Em termos regionais, encontra-se limitada a Este pelo Maciço Hespérico, não estirado, e a Oeste pelo Horst da Berlenga. Estes limites são materializados, respetivamente, por um sistema complexo composto pelas falhas de Porto-Tomar, Arrife-Vale Inferior do Tejo, Setúbal-Pinhal Novo e por falha submeridiana que se situará entre a Berlenga e a península de Peniche. O limite meridional localiza-se na elevação de soco a Sul da Arrábida (falha da Arrábida), e o setentrional corresponde a uma transição em en échelon para a Bacia do Porto, localizada mais a Norte (Ribeiro et al., 1996b in Kullberg, 2000).
Conforme representado na Figura 1.3, a bacia pode ser subdividida 3 setores distintos, de acordo com a variação de fácies e espessura das unidades litoestratigráficas do Liásico (Rocha & Soares, 1984), ou a herança estrutural profunda da bacia que afeta a cobertura sedimentar (Ribeiro et al., 1996b).
Assim os setores internos definidos correspondem a:
- setor norte ou setentrional, localizado a Norte da falha da Nazaré, com grande espessura de sedimentos do Jurássico inferior – médio e o Cretácico superior – Paleogénico ; - setor central, situa-se entre as falhas da Nazaré, a norte, e de Montejunto – Arrife, a Sul (Rocha & Soares, 1984), por outro lado, tanto Ribeiro et al. (1996b) como Kullberg (2000) referem que este setor se encontra limitado a Sul pelo conjunto de falhas de Arrife – Baixo Tejo – Gargalo do Tejo. Esta tese baseia-se no facto de serem as falhas da Nazaré e da Arrábida as estruturas com forte reactivação durante a inversão cenozoica da Bacia;
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- setor sul ou meridional, situa-se a Sul do conjunto de falhas de Arrife – Baixo Tejo – Gargalo do Tejo e está marcado pela importância da sedimentação do Jurássico superior – Cretácico inferior. É neste setor que a cadeia orogénica da Arrábida se individualiza.
Figura 1.3 – Enquadramento geotectónico da Bacia Lusitianiana e de outras bacias da MOI. Definição dos sectores segundo (1) Rocha & Soares (1984) e (2) Ribeiro et al. (1996b) (adaptado de Kullberg et al., 2006).
Inversão miocénica e a edificação da Cadeia da Arrábida
Como referido no ponto 1.3.2. a cadeia da Arrábida é a principal estrutura de inversão tectónica presente no sector meridional da Bacia Lusitaniana (BL), resultante da colisão entre as placas Euroasiática e Núbia, em dois episódios compressivos principais segundo direção NNW-SSE, durante a fase Bética da orogenia Alpina no Miocénico. O primeiro episódio ocorreu por volta dos 17,5 a 16,5 Ma (intra-Burdigaliano Sup.) e o segundo episódio entre os 11,6 e 7,25 Ma, provavelmente mais próximo dos 9 a 7 Ma (Tortoniano Sup.) (Kullberg et
al., 2013).
O encurtamento induzido pela colisão entre placas levou à complexidade desta estrutura orogénica. Kullberg et al. (2000) apresenta os resultados das análises cinemáticas das principais estruturas presentes na cadeia da Arrábida concluindo que a compressão miocénica induziu um aumento da deformação de oeste para este, devido à proximidade dos bordos estruturais oriental e meridional da BL materializados pelas Falha Setúbal – Pinhal Novo e Falha da Arrábida respetivamente, estando orientadas obliquamente à direção de compressão principal (σmax) NNW-SSE (Figura 1.4).
Como resultado desta cinemática, a cadeia da Arrábida é constituída estruturalmente por um empilhamento de cavalgamentos, formados no sentido inverso do transporte tectónico, ou seja, de sul para norte, devido à existência de um horst a sul da cadeia ao nível do soco paleozoico, que agiu como contraforte durante a compressão. Estas estruturas compressivas têm origem na movimentação lateral ao longo de falhas pré-existentes segundo o modelo fault propagation folds. As principais estruturas de deformação dúctil são os anticlinais do Formosinho, Viso e S. Luís (Figura 1.4).
No que diz respeito às estruturas de deformação frágil, existem dois sistemas principais de falhas normais correspondentes a estruturas herdadas da distensão mesozóica relativa à abertura do Atlântico Norte, que foram reactivadas durante a inversão cenozóica como desligamentos esquerdos, de orientação aproximada N-S a NNW-SSE, e direitos com
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orientação NW-SE (Kullberg et al., 2006). Outro sistema de falhas normais de orientação E-W foi reactivado como sistema de falhas inversas durante a inversão tectónica, que podem ter servido como rampas extensionais durante o Mesozóico (Kullberg et al., 2000).
Outra característica que é importante referir está relacionada com a presença de corpos magmáticos. Apesar da BL ser uma bacia não vulcânica, durante a sua evolução, foi afetada por um importante episódio magmático no final do Cretácico, tendo como exemplo em território emerso as estruturas subvulcânicas de Sintra, Sines e Monchique (dispostas segundo o alinhamento NNW-SSE), o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL) e os numerosos filões associados. Muitos destes corpos filoneanos intruíram ao longo das falhas do sistema referido anteriormente de direção NW-SE, como se observa no vale de Sesimbra. A propagação destas estruturas magmáticas pode ter sido bloqueada, pela Falha da Arrábida, a Sul, pois estes não se voltam a observar até às imediações da intrusão de Sines (Kullberg et
al., 2006).
Figura 1.4 – Mapa tectónico da Arrábida. Seta a negro representa a direção da compressão máxima durante a inversão miocénica. A vermelho a localização do Anticlinal do Formosinho (adaptado de Kullberg, M.C. et al., 2000).
Contexto tectónico na transição Neogénico - Quaternário
Após a fase Bética da orogenia Alpina, e consequente formação da cadeia da Arrábida no decorrer do Miocénico, a colisão entre as placas Núbia e Euroasiática continuou no mesmo regime compressivo.
A deformação associada a este regime teve consequências no interior da placa Ibéria, no qual a direção do vetor de compressão máxima horizontal (Shmax) foi variando até à
atualidade. Ribeiro et al. (1996a) através do estudo de vários testemunhos de sondagens de pesquisa de hidrocarbonetos ao longo do offshore das bacias Lusitaniana e Algarve, conjugados com os registos dos mecanismos focais de sismos que ocorreram ao longo da fronteira de placas Açores-Gibraltar localizada a SW do território de Portugal continental, sugerem que o vetor Shmax teria uma direção NNW-SSE no período entre o Pliocénico superior
e o Plistocénico médio, variando no Plistocénico superior ou início do Holocénico para NW-SE, finalizando assim na atualidade com uma direção de WNW-ESE.
Estas variações dos campos de tensões vão promover o soerguimento generalizado do território de Portugal continental com taxa de uplift regional na ordem dos 0,1-0,2 mm/ano (Cabral, 1995, 2012; Cunha et al., 2005, 2008, 2010), estabelecendo-se assim uma nova fase tectónica denominada na bibliografia por Ibero-Manchega (e.g. Pérez-González, 1979, 1982
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O facto da placa litosférica ibérica estar sobre compressão horizontal máxima geral NW-SE, faz com que ocorra distensão perpendicular a esta direção com a reativação de falhas com movimentação maioritariamente vertical. Estes eventos distensivos dividem-se em dois períodos de instabilidade tectónica; o primeiro na passagem do Pliocénico inferior para o superior, denominado por fase Ibero-Manchega I; o segundo no final do Pliocénico e início do Plistocénico (intra-Vilafranquiano), aproximadamente à 2 Ma, sendo esta a fase Ibero-Manchega II (Figura 1.5).
Figura 1.5 – Quadro das unidades cenozoicas da Bacia do Baixo Tejo (adaptado de Pais et al., 2013). A vermelho encontra-se assinalado as duas fases do evento tectónico descrito em Calvo et al. (1993).
Estas mudanças nas direções do campo de compressão máxima que ocorreram na passagem do final do Neogénico (Pliocénico superior) para o Quaternário, significam que as estruturas reativadas neste período entram no domínio da neotectónica. Ribeiro & Cabral (1988) publicaram através dos Serviços Geológicos de Portugal a Carta Neotectónica de Portugal, na escala 1:1 000 000 (Figura 1.6), onde o principal critério utilizado para a identificação das estruturas potencialmente ativas passou pela confirmação da sua atividade tectónica nos últimos 2 Ma, ou seja, coincidentes com o início do Quaternário. No entanto, segundo Cabral (1993) este critério de atividade tectónica pode ter um limite temporal flutuante, na ordem de 2 a 3 Ma, sendo assim compatível com o incremento tectónico referido anteriormente.
No ponto 3.2. deste trabalho são apresentadas as principais estruturas de deformação identificadas no decorrer da análise sismo-estratigráfica e uma possível interpretação tendo em conta os contextos geodinâmicos introduzidos nestes últimos pontos.
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Figura 1.6 – Excerto da carta neotectónica de Portugal, na escala 1: 1 000 000, com a localização das estruturas activas na região envolvente à área de estudo (adaptado de Ribeiro & Cabral, 1988).
1.4.Cadeia orogénica da Arrábida
1.4.1. Estado de arte
A cadeia da Arrábida tem sido alvo de estudos geológicos desde o início do séc. XX onde os primeiros levantamentos geológicos foram realizados por Romão Matos, os quais apoiaram a elaboração da memória sobre a tectónica da cadeia orogénica da Arrábida publicada por Choffat em 1908 e cartografia geológica à escala 1:20 000 (Figura 1.7). Uma das contribuições deste primeiro trabalho, extremamente avançado para o conhecimento geológico da época, foi a identificação de três linhas de descolamento basal que deram origem à cadeia, denominada atualmente por tectónica pelicular (thin-skinned tectonics) (Ribeiro et
al., 2008).
Seguiram-se os trabalhos de Seifert (1963) sobre a geologia regional da Arrábida, que foram revistos e incluídos na publicação da Carta Geológica de Portugal, na folha 38-B de Setúbal, à escala 1:50 000, por Zbyszweski et al. (1965). Posteriormente foram publicados outros trabalhos como Ribeiro et al. (1979), Ribeiro & Ramalho (1986), Ribeiro et al. (1990) onde é revista a influência da tectónica alpina em Portugal, com destaque para a zona da Arrábida; Kullberg et al. (1995a), Kullberg et al. (1995b), Antunes et al. (1995), Ribeiro et
al. (1996a; 1996b), Manuppella (1994), Manuppella et al. (1999), Kullberg et al. (2000),
trabalho onde é apresentado, com elevado detalhe, as estruturas e evolução tectónica da Arrábida; Kullberg et al. (2006), Ribeiro et al. (2008), Kullberg et al. (2013) dando destaque à cadeia orogénica da Arrábida e, mais recentemente Kullberg & Kullberg (2017) publicam um guia de excursão, no qual a Arrábida é apresentada como referência da sequência meso-cenozóica do setor meridional da BL.
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Figura 1.7 – Mapa geológico da região da Cadeia Orogénica da Arrábida, na escala 1:20 000, publicado por Choffat em 1908.
1.4.2. Estrutura orogénica
A cadeia da Arrábida é uma estrutura orogénica de pequena dimensão, situada no setor meridional da Bacia Lusitaniana. Estende-se entre Setúbal e o cabo Espichel ao longo de uma faixa de cerca 35 km, formada por um conjunto de relevos alinhados segundo uma direção WSW – ENE. Estes relevos constituem a expressão morfológica do empilhamento de cavalgamentos vergentes para sul, na sequência do tipo de tectónica pelicular (thin skinned
tectonics – Figura 1.8A), própria do ante-país da cadeia Alpina (Ribeiro & Ramalho, 1986),
e paralelos aos acidentes béticos do sul de Espanha. No contexto específico da cadeia orogénica da Arrábida, o tipo de tectónica pelicular desenvolveu-se devido à presença de uma formação basal, o complexo pelítico carbonatado evaporítico, denominado por Choffat (1908) de “Margas de Dagorda”, do Jurássico inferior (Hetangiano), com um comportamento mecânico “plástico” permitindo assim o deslocamento das formações sobrejacente que deram origem aos empilhamentos supracitados.
O orógeno tem uma largura média de 5 a 7 km, representando, em Portugal, a estrutura de inversão tectónica de idade miocénica da Bacia Lusitaniana mais significativa e interessante (Kullberg et. al., 2000; 2013).
Os limites estruturais desta cadeia são os seguintes (Figura 1.8):
a) a norte pelo sinclinal de Albufeira, amplo e com eixo paralelo à direção da cadeia;
b) a este pela falha Setúbal – Pinhal Novo (FSPN), de orientação aproximadamente NNW – SSE, com componente de desligamento esquerdo;
c) a sul pela falha da Arrábida (FA), alto estrutural do soco, situada no mar e paralela à estrutura orogénica;
d) a oeste é limitada pela falha de desligamento direito conjugada da FSPN, de orientação próxima de NW – SE, assinalada por Boillot et al. (1978), sendo a estrutura que limita o prolongamento da cadeia da Arrábida ao longo de 5 km na plataforma continental.
No ponto B de 1.3.2. já foi exposto sumariamente a evolução tectónica deste setor que deu origem à cadeia da Arrábida.
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Figura 1.8 – Mapa com a localização das principais estruturas geológicas presentes na região da Cadeia Orogénica da Arrábida. Em (A) esquema ilustrativo do estilo de tectónica pelicular (thin-skinned tectonics) que caracteriza a elevação de toda a cadeia da Arrábida (adaptado de Pfiffner, 2017). (MDT batimétrico extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/, altimétrico extraído de http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/).
1.4.3. Litoestratigrafia
A génese das unidades litoestratigráficas aflorantes na serra da Arrábida, está relacionada com a formação da Bacia Lusitaniana, na sequência da abertura do Atlântico Norte. Sendo a topografia da base da bacia bastante irregular (ver o ponto 1.3.2.), a distribuição das unidades litoestratigráficas também ela é espacialmente irregular.
As formações mesocenózoicas mais antigas encontram-se compreendidas entre o Jurássico Inferior e o Cretácico inferior, sendo a unidade litosestratigráfica mais antiga o Complexo pelítico-carbonatado-evaporítico, conhecido pela designação de Margas de Dagorda (Triásico Sup. – Hetangiano/Sinemuriano (?)) (Choffat, 1882, 1903-1904; Palain, 1976). Esta unidade é bastante importante, sendo a responsável pelo descolamento basal de todas as unidades subjacentes que estão na origem das estruturas cavalgantes que se observam na cadeia orogénica. Esta é constituída essencialmente por pelitos, nos quais se intercalam evaporitios, gesso, sal-gema e finas camadas margo-dolomíticas. As unidades subjacentes são essencialmente constituídas por dolomitos, margas dolomíticas e calcários dolomíticos (Fm. Sesimbra – Sinemuriano (?)-Toarciano Méd. (Azerêdo et al., 2003)), intercalações de margas dolomíticas com dolomitos (Fm. Achada – Toarciano Méd. (?)-Sup. a Batoniano Méd. (Azerêdo et al., 2003; Kullberg et al., 2006)), calcários (Fm. Pedreiras – Batoniano Sup.-Caloviano Inf. (?) (Azerêdo et al., 2003; Kullberg et al., 2006)), margas, argilas, conglomerados (unidades de Azóia e Arrábida, Oxfordiano Méd. (?)-Kimeridgiano (Kullberg
et al., 2006)), calcários, arenitos e argilas (unidades de Comenda, Vale da Rasca e Espichel –
Kimeridgiano-Titoniano (Kullberg et al., 2006)).
As unidades litoestratigráficas de idade cretácica cartografadas na cadeia da Arrábida encontram-se no flanco norte do orógeno, sendo formações sin-rift predominantemente carbonatadas, com espessura que não ultrapassa os 320 m até ao topo da formação da Cresmina (Barremiano sup – Aptiano sup.), sendo sucedidas por cerca de 30 m pelas unidades do Aptiano superior – Albiano (formações do Rodízio e Galé?). Sobre uma discordância angular, estas formações são cobertas pelas unidades da base do Neogénico, pertencentes à Bacia do Baixo Tejo (Kullberg et al., 2006).
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As formações cenozoicas presentes estão relacionadas com a sedimentação da Bacia do Baixo Tejo no decorrer do Paleogénico, onde os primeiros depósitos de enchimento correspondem à Formação de Benfica (Zbyszewski, 1963 in Pais et al., 2013). Tratam-se de depósitos de leques aluviais que foram alimentados pela erosão dos relevos do Maciço Hispérico e da bacia Lusitaniana em inversão. São constituídos predominantemente por depósitos grosseiros, conglomeráticos, a que se associam alguns corpos arcósicos mais finos, e alguns calcários lacustres e/ou palustres. No início do Miocénico o oceano invadiu a bacia proporcionando a interface oceano-continente devido às variações do nível do mar (ciclos de 3ª ordem de Haq et al., 1987) e efeitos da tectónica, fazendo com que se constituíssem 10 sequências deposicionais para o Neogénico, com uma grande variabilidade de fácies litológicas continental e marinho (Pais et al., 2013).
Durante o período do Plio-Quaternário, foram verificadas oscilações do nível do mar e movimentações isostáticas, levando à deposição de areias finas, bem calibradas e praticamente desprovidas de leitos de calhaus (Fm. Santa Marta), bem como depósitos fluviais caracterizados por conglomerados de quartzito e quartzo (Fm. Belverde, descrita por Azevedo et al., 1979). Sobre estes ocorre a acumulação de novo depósito conglomerado, de matriz areno-argilosa de cor vermelha (Fm. Marco Furado, descrita por Azevedo, 1979), provenientes de leques aluviais gerados da dependência da Serra da Arrábida (Kullberg et al., 2006). Por fim, e mais recentemente, desenvolvem-se extensos campos de dunas que atingem cotas de 110 m, a sul da Fonte da Telha. Nas praias do litoral Oeste da península de Setúbal existem areias de praia e eólicas bem como dunas longitudinais. As linhas de água encontram-se bem deencontram-senvolvidas com existências de aluviões e ao longo das arribas litorais nos sopés ocorrem os depósitos de vertente.
Na Figura 1.9 é apresentada a Carta Geológica de Portugal, à escala 1:50 000, folha 38-B de Setúbal, onde se pode visualizar a distribuição espacial das formações litoestratigráficas aqui resumidas.
1.5.Plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida
1.5.1. Caraterísticas gerais
O setor da plataforma continental onde é desenvolvido o presente trabalho encontra-se a sul da península de Setúbal, e está compreendido entre o Cabo Espichel a Oeste, o delta de vazante do rio Sado a Este, a cadeia orogénica da Arrábida a Norte e a vertente norte do canhão de Setúbal a Sul.
A área considerada tem cerca de 400 km2 e a morfologia da plataforma pode ser
separada por setores considerando a variação do declive. Na Figura 1.10 é apresentado o mapa de declives da plataforma e observa-se uma segmentação e distribuição destes ao longo da plataforma.
A norte, junto à faixa costeira existe uma zona estreita de declives com valores entre os 3 e 5 graus de inclinação, segundo a direção WSW-ENE, desde o Cabo Espichel a Oeste até à transição para o delta de vazante do rio Sado a Este. Esta zona encontra-se limitada a profundidades entre os -50 e -100 m onde o declive, para lá desta zona e no sentido do bordo da plataforma, diminui para valores inferiores a 1º. Segundo Quevauviller (1986) esta quebra de declive pode estar relacionada com a preservação de uma faixa costeira antiga durante uma estabilização do nível média do mar procedido de uma rápida transgressão que possibilitou a sua conservação.
A zona onde os declives da plataforma são inferiores a 1º é a mais extensa e encontra-se limitada no geral entre os -50 e -200 m de profundidade dependendo da localização. A aproximação, a sul, ao bordo do canhão de Setúbal leva ao aumento dos declives com inclinação no sentido da vertente do canhão onde os valores são superiores a 5º.
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Figura 1.10 – Mapa de declives obtido no software ArcGis (ESRI) através da interpolação da superfície batimétrica (ver também em Anexo 1).
Os perfis topográficos P1, P3 e P6 do fundo marinho apresentados na Figura 1.11, cuja localização se encontra na figura 1.11A, permitem observar o que foi descrito anteriormente.
No perfil P6 observa-se para além de uma ligeira inclinação geral da plataforma para o quadrante oeste, uma depressão morfológica com comprimento de cerca 5000 m e configuração em canal, coincidente com um dos tributários do canhão de Setúbal, sendo portanto a expressão morfológica atual do paleovale do canhão de Sesimbra, já reconhecido em estudos realizados anteriormente por outros autores (Boillot et al., 1974; Vanney & Mougenot, 1981, Quevauviller & Moita, 1986; Mougenot, 1989).
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1.5.2. Litoestratigrafia do setor imerso
A cartografia geológica da plataforma continental está presente na Carta Geológica do Continente e Plataforma, à escala 1:500 000, que foi publicada em 1992 pelos Serviços Geológicos de Portugal. Esta carta foi elaborada com base nos resultados de várias campanhas de levantamentos geofísicos e sedimentares, dos quais resultaram inúmeros trabalhos de referência nas décadas de 1970 e 1980, tais como, Boillot et al., 1979; Vanney & Mougenot, 1981; Coppier, 1982, Coppier & Mougenot, 1982; Mougenot, 1985; Mougenot, 1989.
O setor da plataforma continental do presente estudo abrange duas unidades definidas por reflexão sísmica e amostragem de afloramentos na área imersa da folha sul da carta supracitada, onde a unidade p-a é correspondente a formações de enchimento de palovales ou de progradação sigmoidal, com idades compreendidas entre o Pliocénico e Quaternário. A outra unidade é representada por m-a e corresponde corpos sedimentares progradantes a norte do Canhão da Nazaré e acumulações complexas que estão presentes a sul do Tejo, cujas espessuras podem atingir 500 m. Esta tem idades compreendidas entre o Miocénico e o Quaternário (Figura 1.12).
Figura 1.12 – Excerto da Carta Geológica de Portugal, na escala 1: 500 000, folha sul, onde se observa a cartografia das unidades geológicas imersas na área de estudo, assim como as estruturas geológicas cartografadas.
A carta geológica da Figura 1.12, na zona da plataforma não identifica nenhuma unidade mais recente que o Plio-Quaternário, mas este setor da margem está coberto por uma camada de sedimentos mais recentes, cuja superfície está cartografada pelo Instituto Hidrográfico (IH), no âmbito do programa de cartografia dos depósitos sedimentares da plataforma continental portuguesa. A área de estudo está representada na folha SED5 elaborada em 2005, que mostra, para a área entre a linha de costa e os 50 a 60 metros de profundidade, a predominância dos depósitos grosseiros, nomeadamente areias, com grande variabilidade lateral, onde os maiores depósitos são de areia média litoclástica (AM1), os restantes depósitos são de areia média litobioclástica (AM2), areia fina litobioclástica (AF2) e areia grosseira litoclástica (AG1). Nas profundidades compreendidas entre os 50 e 150 m, existem dois grandes depósitos lodosos (L1 – lodo litoclástico e LA1 – lodo litoarenoso) que são paralelos à costa da serra da Arrábida. Na restante área da plataforma continental e até perto do bordo da plataforma os depósitos são predominantemente de areia lodosa (AL1) (Figura 1.13). Posteriormente, Brito (2009) apresenta a cartografia das unidades sísmicas aflorantes na zona do delta de vazante do rio Sado, zonas litorais junto à cadeia da Arrábida e península de Tróia, que foram identificadas com recurso a registos de sísmica de alta resolução (Figura 1.14).
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Figura 1.13 – Excerto da carta de sedimentos superficiais da plataforma continental, na escala 1:150 000, folha SED5, Cabo da Roca ao Cabo de Sines (IH, 2005), onde se observa a distribuição dos depósitos sedimentares que cobrem a plataforma continental da área de interesse.
Figura 1.14 – Mapa sismo-estratigráfico elaborado por Brito (2009) com a cartografia das unidades sísmicas identificadas por este autor na zona do delta de vazante do rio Sado e zonas costeiras da serra da Arrábida e península de Tróia.
1.6.Enquadramento oceanográfico
Considerando que este troço de costa representa uma zona relativamente protegida da ondulação com rumo de NW, predominante na costa portuguesa, faz com que este troço litoral seja atuado essencialmente por regimes de agitação marítima provenientes do quadrante sul e oeste, independentemente da orientação da ondulação ao largo (Andrade et
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A falta de dados históricos que permitam a caracterização da agitação marítima neste setor em particular é relativamente escassa, no entanto Quevauviller & Moita (1986), com base na medição e aquisição de dados de agitação marítima pelo IH em 1979, descreveram a ondulação para o setor do arco litoral Troia-Sines, indicando a altura média das ondas (1-2 m no verão e 2-4 m no inverno, com um período entre os 6-8 s e rumo dominante dos quadrantes W e NW). Estes autores referem ainda que para condições de temporal, a altura média das ondas é de 4-9 m com períodos entre os 7-12 s, com rumo dominante dos quadrantes W e SW.
Posteriormente, vários trabalhos foram realizados e publicados, destacando-se Costa & Esteves (2008), havendo já uma boa caraterização da agitação marítima da costa Oeste e Sul de Portugal Continental. Assim, de acordo com a descrição da agitação marítima do arco litoral Troia-Sines, utilizando dados referentes a um período de 20 anos (1980-2008), as alturas significativas (Hs) das ondas estão compreendidas entre 1 e 2 m, cerca de 50%, com uma média de altura de 1,7 m, sendo a altura significativa máxima (Hsmax) de 8,1 m. O período
médio (T02) situa-se entre 7 e 9 s, com um período de pico (TP) entre os 9 e 13 s. A direção média associada ao período de pico (THTP) predominante neste sector é de NW (76%), e os eventos extremos de tempestade (temporais) são provenientes do quadrante WNW (Hs > 8 m em alguns casos).
1.7.Sismicidade
A zona sul de Portugal Continental, juntamente com os Açores, é considerada como tendo a maior atividade sísmica, pois a aproximação à faixa Açores-Gibraltar referida anteriormente, e a localização provável dos epicentros dos sismos históricos presentes em vários catálogos referidos no trabalho de Batista e Miranda (2009), no qual o sismo mais antigo é datado de 60 AC (LNEC, 1986; Sousa et al., 1992; Martins e Victor, 2001), bem como todos os epicentros que foram registados por instrumentação essencialmente desde os anos 60/70 do século XX (base de dados do IPMA, ex-IM), demonstram essa elevada atividade sísmica no sul do território português (Figura 1.15).
Figura 1.15 – Distribuição espacial da sismicidade ocorrida, entre 1961 e 2009, em Portugal Continental e margem atlântica. A vermelho localização da área de interesse (adaptado de Bezzeghoud et al., 2013).
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No que diz respeito à área de estudo, esta encontra-se incluída na zona de sismicidade do Vale do Tejo e Margem Oeste (Bezzeghoud et al., 2013), que foi afetada por vários eventos sísmicos históricos e instrumentais de magnitude moderada a elevada. Não sendo o objetivo deste trabalho a sumarização detalhada dos eventos sismogénicos e tsunamigénicos da área de estudo, são apresentados na Tabela 1.1 os eventos históricos mais relevantes registados que afetaram o setor da plataforma continental a sul da cadeia da Arrábida, onde se destacam os eventos de 1755 e 1858 com magnitude M > 5 (LNEC, 1986 in Brito 2009).
Tabela 1.1 – Principais eventos de sismicidade histórica registados na região da área de estudo (adaptado de Brito, 2009).
Data Localização Magnitude Observação 01/01/1755 SW Cabo S. Vicente (mar) 8,5 Tsunami e muitas réplicas 08/12/1756 Sesimbra 4,0 Habitações destruídas 25/01/1819 Setúbal 3,0 ---
11/11/1858 Setúbal (mar) 7,2 Muitos danos em Setúbal 09/08/1903 Setúbal (mar) 5,2 ---
09/08/1904 Sesimbra (mar) 4,0 Sem danos 02/02/1911 Ermidas do Sado 4,2 ---
