Notas sobre a geologia do arquipélago dos Açores. Pacheco, J. M., Ferreira, T., Queiroz, G., Wallenstein, N., Coutinho, R., Cruz, J. V., Pimentel, A., Silva, R., Gaspar, J. L., Goulart, C. In: R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha, J.C. Kullberg (Eds), (2013), Geologia de Portugal, vol. 2, Escolar Editora, 595-690.

1 Enquadramento geodinâmico

1.1 Localização geográfica Situado no Atlântico Norte, o arquipélago dos Açores é constituído por nove ilhas de origem vulcânica, localizadas entre as latitudes 37° e 40° N e as longitudes 25° e 31° W, dispostas ao longo de uma faixa de cerca de 600 km segundo a direcção aproximada NW-SE. Geograficamente encontram-se associadas em três grupos: o Grupo Ocidental - constituído pelas ilhas do Corvo e das Flores, o Grupo Central - formado pelas ilhas Graciosa, Terceira, S. Jorge, Faial e Pico, e o Grupo Oriental - constituído pelas ilhas de S. Miguel e Santa Maria e os ilhéus das Formigas (Fig. 1).

Figura 1 – Localização geográfica do arquipélago dos Açores.

1.2 Caracterização morfoestrutural da Plataforma dos Açores As ilhas dos Açores correspondem a estruturas vulcânicas emergentes da designada Plataforma dos Açores, uma zona de forma aproximadamente triangular definida pela linha batimétrica dos 2000 m (Needham e Francheteau, 1974) e caracterizada por uma morfologia complexa, expressa pela existência de fossas e cristas submarinas, (e.g. Searle, 1980; Lourenço et al., 1998) (Fig. 2). Nesta região a crosta oceânica apresenta uma espessura anormalmente elevada, da ordem dos 14 km segundo vários autores (e.g. Dias et al., 2007) facto que aliado a um magmatismo intenso, sugerem a existência de um ponto quente sob a Plataforma dos Açores. De facto, nesta região do Atlântico Norte a ocorrência de anomalias topográficas, gravíticas, de espessamento crustal, de velocidades de propagação de ondas sísmicas, térmicas e geoquímicas, é interpretada como evidência da existência de uma pluma mantélica sob a região dos Açores (e.g. Schilling, 1975; Madureira et al., 2005; Gente et al., 2003; Silveira et al., 2006; Lourenço, 2007).

Figura 2 – Plataforma dos Açores, limitada pela linha batimétrica dos 2.000 m.

Sob o ponto de vista tectónico, esta região situa-se na zona de junção tripla das placas litosféricas Norte Americana, Eurasiática e Africana, facto que se traduz na existência de importantes sistemas de fracturas. Neste contexto, assumem especial relevo a Crista Média Atlântica, a Zona de Fractura Açores-Gibraltar, que inclui o Rift da Terceira e a Falha Gloria, e a Zona de Fractura Este dos Açores (Fig. 3).

Figura 3 – Principais estruturas tectónicas da região dos Açores. Legenda: CMA - Crista Média Atlântica; ZFEA - Zona de Fractura Este dos Açores; FG - Falha da Gloria; RT - Rift da Terceira. A Crista Média Atlântica (CMA) separa a placa Norte Americana, a W, das placas Eurasiática e Africana, a E, e atravessa a região dos Açores entre os Grupos Ocidental e Central. Esta estrutura apresenta uma orientação de N14º a N da latitude 38º 55’ N, inflectindo a S para uma direcção N25º (Luís et al., 1994). Na intersecção com a Plataforma dos Açores a CMA tem uma orientação média NE-SW, em resultado de um conjunto de falhas transformantes que a segmentam em troços muito curtos, deslocando-a dextrogiramente (Searle, 1980; Luís et al., 1994). A sua expressão topográfica também se atenua nesta região, reduzindo-se a um pequeno vale com pouca profundidade (Searle, 1980; Miranda et al., 1991; Lourenço et al., 1998; Luís et al., 1998; Escartin et al., 2001).

A CMA é uma estrutura muito activa do ponto de vista sísmico e vulcânico, caracterizada por um comportamento distensivo puro, correspondente ao eixo de expansão da crosta oceânica. A velocidade de abertura deste rift é de cerca de 23 mm/ano a N do Rift da Terceira e 20 mm/ano a S (Vogt e Jung, 2004). A Zona de Fractura Açores-Gibraltar (ZFAG) corresponde à fronteira entre as placas Eurasiática e Africana e estende-se desde a CMA até à região de Gibraltar, incluindo três sectores principais com orientação, expressão morfológica e regimes tectónicos distintos. O movimento relativo dextrógiro entre as duas placas, resultante de diferentes taxas de expansão a N e a S da junção tripla dos Açores, provoca transtensão a ocidente (Rift da Terceira), desligamento puro ao nível do sector central (Falha Gloria), e transpressão a oriente (e.g. Laughton et al., 1972; McKenzie, 1972; Udías e López Arroyo, 1972; Laughton e Whitmarsh, 1974; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Grimisson e Chen, 1986;Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988; Udías et al., 1988; DeMets et al., 1994; Madeira e Ribeiro, 1990). O Rift da Terceira (RT) exibe uma orientação geral WNW-ESE definida pelo alinhamento das ilhas dos grupos Central e Oriental, e desenvolve-se desde a CMA até à Falha Gloria. Trata-se de uma estrutura caracterizada por um comportamento distensivo e de desligamento direito, muito activa sob o ponto de vista sísmico e vulcânico (Madeira, 1998; Lourenço et al., 1998). Em sentido restrito o Rift da Terceira, tal como designado por Machado (1959), apresenta orientação NW-SE definida pelo alinhamento de uma série de bacias, cristas e maciços, compreendendo, de NW para SE, a Bacia Oeste da Graciosa, a ilha Graciosa, a Bacia Este da Graciosa, a ilha Terceira, a Crista Submarina da Terceira, a Fossa Norte do Hirondelle, o Banco D. João de Castro, a Fossa Sul do Hirondelle, a ilha de S. Miguel, a Fossa da Povoação, os ilhéus das Formigas e a Fossa das Formigas. Em sentido lato inclui também as fracturas Faial-Pico e de S. Jorge que, com uma direcção geral WNW-ESE, convergem para leste em direcção à ilha de S. Miguel (Agostinho, 1932; Agostinho, 1936; Machado, 1959). A Falha Gloria (FG) prolonga-se segundo a direcção E-W para leste de Santa Maria sobressaindo, batimetricamente, como uma estrutura linear bem definida (Laughton et al., 1972). Manifesta uma movimentação em desligamento direito puro caracterizada por importante actividade sísmica com eventos de magnitude elevada (Laughton et al., 1972; Udías e López Arroyo, 1972; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Grimisson e Chen, 1986; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988; Udías et al., 1988). A Zona de Fractura Este dos Açores (ZFEA) estabelece o limite S da Plataforma dos Açores e estende-se segundo uma direcção aproximada E-W entre a CMA e a Falha

Gloria, estando desviada cerca de 10 km para S relativamente a esta última. Apesar de ter uma expressão morfológica relativamente nítida, a sismicidade é praticamente nula nesta região, sugerindo tratar-se de uma estrutura inactiva ou com um grau de actividade muito baixo. Neste contexto, considera-se que terá correspondido à antiga fronteira entre as placas Eurasiática e Africana até determinado momento da evolução tectónica da junção tripla dos Açores. (e.g. Laughton e Whitmarsh, 1974; Searle, 1980; Buforn et al., 1988; Madeira e Ribeiro, 1990; Luís et al., 1994; Lourenço, 2007).

1.3 Modelos geodinâmicos Enquanto a fronteira entre a placa Norte Americana e as placas Eurasiática e Africana se encontra bem definida pela CMA, subsiste, ainda, uma significativa incerteza no que se refere à cinemática e precisa localização das estruturas que estabelecem o eixo correspondente ao ramo leste da junção tripla dos Açores. A complexidade do regime de deformação associado ao Rift da Terceira resulta principalmente da velocidade de expansão ao nível da CMA ser superior no sector a norte do ponto triplo. Para alguns autores, a região dos Açores encontra-se presentemente sujeita a um regime tectónico distensivo, comportando-se o Rift da Terceira (s.l.) como um centro de expansão dos fundos oceânicos do tipo rift (Udías e Lopez Arroyo, 1972; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Udías et al., 1986; Udías et al., 1988; Buforn et al., 1988). Para outros, o regime actuante é transtensivo e o Rift da Terceira (s.l.) corresponde a uma transformante leaky com movimento de desligamento direito normal predominante, cujo eixo passa pela ilha de S .Jorge (Krause e McGregor, 1973; Laughton e Whitmarsh, 1974; Searle, 1980) ou no canal S. Jorge-Pico (Ribeiro, 1982; Madeira e Ribeiro, 1990 e 1992). Estudos mais recentes consideram que a fronteira de placas corresponde a uma estrutura difusa que compreende uma larga faixa cisalhada, dominada por um regime em transtensão com deslocamento lateral direito. Tal estrutura actua simultaneamente como um centro de expansão oblíqua ultra lento e uma zona de transferência que acomoda a deformação imposta pelo movimento diferencial entre as placas (e.g. DeMets et al., 1994; Bastos et al., 1998; Lourenço et al., 1998; Madeira, 1998; Pagarete et al., 1998; Altamimi et al., 2002; Sella et al., 2002; Calais et al., 2003; Fernandes et al., 2003; Kreemer et al., 2003; Madeira e Brum da Silveira, 2003; Carmo, 2004; Trota et al., 2006; Matias et al., 2007; Borges e Buforn, 2008; Luís e Miranda; 2008, Trota, 2008).

2 Caracterização geoquímica A generalidade dos produtos vulcânicos das ilhas do arquipélago insere-se na série de diferenciação alcalina (Assunção e Canilho, 1970; White et al., 1976, 1979) embora existam também basaltos transicionais (Schmincke, 1973). A sua filiação num domínio intraplaca contrasta com o carácter toleítico dos basaltos da CMA que atravessa a Plataforma dos Açores (Schilling, 1975). Tal como seria de esperar, os basaltos das ilhas açorianas têm maiores concentrações em elementos de alto potencial iónico (LILE) e maiores razões isotópicas de Sr e Pb que os basaltos toleíticos típicos (MORB-N) (White et al., 1976, 1979). É de salientar, no entanto, que os basaltos toleíticos da CMA, na região da Plataforma dos Açores, bem como os basaltos do Rift da Terceira, têm razões isotópicas de Sr e concentrações de LILE significativamente maiores que os toleítos típicos. Na verdade, as suas razões isotópicas aproximam-se mesmo das encontradas para a generalidade dos basaltos alcalinos das ilhas, facto que permite concluir pela existência de uma anomalia geoquímica na região da Plataforma dos Açores (White et al., 1976, 1979). Verifica-se que as razões isotópicas de Sr nas rochas de Santa Maria, S. Jorge, Terceira, Graciosa, Flores e Corvo são semelhantes às dos basaltos da CMA nos Açores (White et al., 1976, 1979). Uma tal constatação faz supor uma fonte comum aos basaltos toleíticos e alcalinos da Plataforma dos Açores. Os basaltos do Faial, Pico e S. Miguel constituem, com tudo, um óbice à generalização desta conclusão pois apresentam razões isotópicas de Sr significativamente superiores às encontradas para as restantes ilhas, pelo que terão, possivelmente, uma origem mantélica distinta da dos restantes (White et al., 1979). O reconhecimento de diferentes origens mantélicas para algumas das ilhas açorianas implica, por sua vez, o reconhecimento do desenvolvimento local de heterogeneidades do manto na região da anomalia geoquímica dos Açores (White et al., 1976, 1979). Dada a riqueza dos basaltos dos Açores em terras-raras (REE), particularmente em terras-raras leves (LREE), nem os toleítos nem os basaltos alcalinos podem ter origem num manto empobrecido. Os estudos efectuados por Richard et al. (1976, in White et al., 1979) apontam, no entanto, para uma fonte ligeiramente empobrecida em LREE, durante grande parte da sua história, o que sugere que o aparente enriquecimento do manto em LREE, na região dos Açores, terá resultado de um fenómeno de fraccionação relativamente recente (White et al., 1979). À luz desta hipótese, as diferenças entre os MORB-N e os toleítos da plataforma dos Açores, bem como as

semelhanças entre estes e os basaltos alcalinos, poderão resultar da acção de uma eventual pluma mantélica situada sob os Açores (White et al., 1979). Admitindo que os basaltos alcalinos e toleíticos dos Açores têm uma fonte comum, e dado que os seus teores de Mg, Ni, Cr e Co são semelhantes, o que elimina a possibilidade dos dois basaltos terem sido submetidos a graus de cristalização fraccionada muito diferentes, o modelo que melhor explica as diferenças entre os dois basaltos é um diferente grau de fusão da fonte (White et al., 1979). Segundo White et al. (1979), os toleítos deverão resultar de, aproximadamente, o dobro da fusão que origina os basaltos alcalinos de forma a explicar o enriquecimento destes em LILE. Ainda segundo os mesmos autores, a riqueza em LREE dos basaltos alcalinos relativamente aos toleítos e a semelhança nas concentrações em terras-raras pesadas (HREE) em ambos os basaltos, poderá explicar-se pela existência de granada na fonte. Widom e Shirey (1996) verificaram, também, que as razões isotópicas de Os nas rochas de S. Miguel, Terceira, Graciosa, S. Jorge, Faial e Pico são semelhantes às da generalidade dos basaltos das ilhas oceânicas (OIB), consolidando a hipótese da existência de uma pluma mantélica na região dos Açores, e sugerem que os valores de Os dessa pluma são muito superiores aos valores do manto superior. Para estes autores, os toleítos e basaltos alcalinos da Plataforma dos Açores têm origem na mesma pluma mantélica. A mistura do magma da pluma, de origem profunda e resultante de elevado grau de fusão, com magmas resultantes de baixo grau de fusão com origem no manto litosférico reciclado, com componentes de manto enriquecido (EM I e EM II), seria responsável pelo desenvolvimento das heterogeneidades encontradas nas características isotópicas das rochas dos Açores. Mais recentemente, França (2000), com base no estudo de lavas de diversas ilhas do Grupo Central, veio reforçar a hipótese da existência de uma pluma mantélica na região dos Açores com o cunho de reservatórios de crusta oceânica reciclada (HIMU), manto MORB empobrecido (DMM) e, em menor escala, manto enriquecido (EM). Almeida (2001) através do estudo de xenólitos do Vulcão das Sete Cidades, em S. Miguel, apontou a existência de litosfera oceânica metassomatizada por líquidos resultantes da fusão parcial de uma pluma mantélica com origem a maiores profundidades e, através do estudo de lavas da Graciosa, concluiu que essa pluma apresenta uma assinatura predominante de reservatórios DMM e HIMU. Menos controversa é a génese das rochas mais evoluídas encontradas nas ilhas, dado que as características que distinguem os basaltos das várias ilhas, distinguem também as rochas mais evoluídas, apontando para uma relação genética entre ambas. Deste modo, os produtos mais evoluídos resultam de uma extensiva cristalização fraccionada

dos líquidos parentais em reservatórios magmáticos subsuperficiais (White et al., 1976, 1979; Almeida, 2001).

3 Actividade sísmica histórica e instrumental Sob o ponto de vista sísmico, a região dos Açores é caracterizada por uma intensa actividade centrada ao longo dos principais acidentes tectónicos activos anteriormente referidos (Fig. 4). Realça-se a existência de diversas zonas sismogénicas que se evidenciam pela sua elevada sismicidade, como é o caso da zona a W do Faial, a Fossa Oeste da Graciosa, a Crista Submarina Leste da Terceira, a Fossa Hirondelle, a zona central de S. Miguel, a Fossa da Povoação e a região dos ilhéus das Formigas.

Figura 4 – Carta epicentral dos eventos registados entre 1980 e 2009 no arquipélago dos Açores (dados de CIVISA, 2010).

A sismicidade é marcada por eventos no geral de magnitude intermédia a baixa, ocorrendo ocasionalmente eventos com magnitude superior a 5 (Escala de Richter) com consequências por vezes catastróficas. Desde o povoamento dos Açores, no século XV, verificaram-se cerca de 25 sismos (Fig. 5) com intensidades superiores a VII na Escala de Mercalli Modificada (MM-56). Também são de assinalar as crises sísmicas de natureza vulcano-tectónica associadas a erupções vulcânicas ou à instalação de corpos magmáticos subsuperficiais.

Os sismos mais destruidores e de maior magnitude de que há registo na região ocorreram em 1757 (Calheta de S. Jorge) e em 1980 (Grupo Central), tendo ultrapassado os 7 graus na Escala de Richter. No entanto, o sismo responsável pelo maior número de vítimas teve lugar na ilha de S. Miguel, em 1522, e destruiu a então capital Vila Franca do Campo, causando cerca de 5.000 vítimas mortais, para o que contribuíram os volumosos movimentos de vertente desencadeados (Silveira, 2002).

Figura 5 – Localização dos principais sismos históricos na região dos Açores (dados de Silveira, 2002, Silva, 2005 e CVARG).

4 Vulcanismo histórico A actividade eruptiva histórica no arquipélago dos Açores (Fig. 6) inclui cerca de 27 erupções, entre eventos submarinos e subaéreos, que cobrem um grande leque de estilos eruptivos e magnitudes. À semelhança da sismicidade, o vulcanismo ocorre ao longo do eixo de orientação geral WNW-ESE, havendo a registar nos últimos cinco séculos erupções nas ilhas do Pico, Faial, S. Jorge, Terceira e S. Miguel. Da análise da localização e sequência cronológica das várias erupções históricas observadas no arquipélago merece destaque a proporção de erupções submarinas e litorais, que ascende a 48% do total das erupções registadas, sendo este valor

provavelmente subestimado, pois nem todas as erupções submarinas se manifestam à superfície do oceano e, mesmo de entre estas, nem todas terão sido observadas.

Figura 6 – Localização das erupções históricas na região dos Açores (modificado de Weston, 1964, com dados de Queiroz et al., 1995, Queiroz, 1997 e Gaspar et al. 2003). As erupções históricas subaéreas revelam estilos eruptivos efusivos ou moderadamente explosivos, do tipo havaiano e estromboliano, e de natureza basáltica (s.l.), normalmente associados aos sistemas vulcânicos do tipo fissural, e erupções explosivas subplinianas e hidromagmáticas envolvendo magmas mais evoluídos, de composição traquítica (s.l.) associados aos vulcões centrais. Esta variedade de estilos eruptivos e magnitudes é encontrada também ao longo da história eruptiva dos diversos sistemas vulcânicos existentes nas ilhas dos Açores (e.g. Gaspar, 1996; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Pacheco, 2001; Pimentel, 2006; Gonçalves, 2006).

5 Caracterização vulcanológica das ilhas

5.1 Santa Maria

5.1.1 Geomorfologia e tectónica Com uma área de 97,2 km2, Santa Maria é uma das mais pequenas ilhas do arquipélago dos Açores. Ligeiramente alongada segundo a direcção E-W, apresenta um comprimento máximo de 16,5 km e uma largura de 9,9 km. Do ponto de vista geomorfológico, a ilha de Santa Maria apresenta um contraste bem marcado entre dois domínios diversos (Fig. 7): a região oriental é caracterizada por um relevo mais acidentado, uma rede de drenagem densa, e um maior desenvolvimento do solo e da vegetação, enquanto o sector ocidental da ilha apresenta um relevo aplanado e uma rede de drenagem pouco desenvolvida (Fig. 8).

Figura 7 – Modelo digital de terreno da ilha de Santa Maria, com indicação dos dois domínios geomorfológicos contrastantes (1 – Região Ocidental; 2 – Região Oriental), rede filoniana e principais acidentes tectónicos da ilha de Santa Maria (adaptado de Madeira, 1986). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

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Figura 8 – Aspecto da geomorfologia contrastante dos sectores ocidental (a) e oriental (b) da ilha de Santa Maria (fotografias de R. Coutinho). Na Região Oriental de Santa Maria as altitudes máximas são atingidas nos vértices geodésicos do Pico Alto (587 m), de Cavacas (492 m) e de Caldeiras (482 m), e os declives apresentam um valor médio de cerca de 42% (Cruz, 1992). A densidade de drenagem é elevada, com valores superiores a 4,6 km-1, e um padrão predominantemente dendrítico. O relevo aplanado característico da Região Ocidental da ilha de Santa Maria, cuja altitude máxima atinge os 277 m (Piquinhos), resulta de um conjunto de plataformas de abrasão marinha, onde por vezes se encontram sedimentos correlativos a várias altitudes (Madeira, 1986). Este facto explica, ainda, o baixo declive médio calculado para essa zona, da ordem de 13% (Cruz, 1992), e a reduzida densidade de drenagem. A rede hidrográfica tem um padrão essencialmente rectilíneo, destacando-se a Ribeira de São Francisco, a mais extensa da ilha, profundamente encaixada nas formações geológicas, e a densidade de drenagem é menor que 1,6 km-1. No domínio da orla costeira, a ilha é caracterizada por um litoral, em geral, alcantilado, com arribas altas que atingem uma altura máxima de cerca de 350 m na Rocha Alta. De um modo genérico as arribas são mais altas no lado leste da ilha e mais baixas na sua metade W. Apesar de modelada por acção da erosão marinha, a configuração da linha de costa parece, com excepção da costa N, preponderantemente condicionada por elementos estruturais de orientação NNW-SSE e N-S (Madeira, 1986). A densa rede filoneana instalada no Complexo dos Anjos controla os troços costeiros de orientação NE-SW e ENE-WSW situados na costa S da ilha (Fig. 7).

a b

As estruturas tectónicas presentes na ilha de Santa Maria sugerem uma história complexa marcada por diferentes fases (Madeira, 1986). Actualmente é possível observar na ilha um conjunto de falhas significativo e uma grande quantidade de filões (Fig. 7). Algumas destas estruturas têm idades superiores a 5,7 Ma e a grande maioria não apresenta evidências de actividade recente. Não obstante, constituem planos de fraqueza estrutural. As três principais direcções presentes são NW-SE, N-S e NE-SW. No domínio da neotectónica há a referir diversas falhas, quase todas na costa N, que parecem apresentar movimentos recentes (Fig. 7). Neste contexto destaca-se (1) a Falha da Cagarra, de desligamento esquerdo com movimentação vertical, (2) a Falha do Aeroporto de desligamento direito com movimentação vertical normal, (3) as Falhas da Cré, com importante componente vertical, (4) a Falha da Baía do Raposo, provavelmente correspondente a um acidente de desligamento direito com movimentação vertical normal, (5) a Falha do Norte com uma importante componente vertical e (6) a Falha da Estação Loran, também com uma importante componente vertical.

5.1.2 Principais sistemas vulcânicos Na ilha de Santa Maria foram cartografadas oito unidades litoestratigráficas, com idades desde o Ante-Miocénico Superior ao Holocénico, correspondendo a uma sequência de rochas vulcânicas, de carácter explosivo e/ou efusivo, com intercalações de rochas sedimentares marinhas e terrestres em posições estratigráficas diversas (Serralheiro et al., 1987; Serralheiro e Madeira, 1990). Estas intercalações de rochas sedimentares marinhas e terrestres na sequência vulcânica apresentam um carácter único no contexto da geologia do arquipélago dos Açores. As jazidas fossilíferas encontradas nos depósitos sedimentares têm motivado a realização de investigações paleontológicas em Santa Maria desde o terceiro quartel do séc. XIX. A sequência de unidades geológicas observadas em Santa Maria, da mais antiga à mais recente, é a seguinte (Madeira, 1986; Serralheiro et al., 1987): Formação dos Cabrestantes, de idade Ante-Miocénica Superior, é constituída por piroclastos submarinos, de coloração amarelada e por vezes com estratificação entrecruzada e abundantes cristais alterados de augite, que afloram na Baía dos Cabrestantes, localizada na costa NW da ilha;

Formação do Porto, corresponde a dois cones de piroclastos subaéreos, situados um na arriba ocidental da baía de Vila do Porto e o outro nas arribas a leste da Ponta dos Frades (costa N da ilha). No topo, em qualquer um destes cones observam-se sinais de cozimento na camada de alteração superficial, por acção das escoadas lávicas sobrejacentes do Complexo dos Anjos; Complexo dos Anjos, de idade Ante-Miocénica Superior, é constituído por escoadas lávicas, em geral pouco espessas, intercaladas por vezes com níveis de piroclastos finos ou de paleossolos; Complexo do Touril, de idade Miocénica Superior a Pliocénica, é predominantemente formado por rochas sedimentares marinhas detríticas e carbonatadas, que no conjunto podem atingir os 100 m de espessura, nomeadamente argilas, siltitos, conglomerados, calcários e calcarenitos. Intercalados nesta série sedimentar ocorrem rochas vulcânicas, de fácies subaéreas na base e submarinas no topo; Complexo do Facho - Pico Alto, com uma idade Pliocénica, compreende três fases principais, no decurso das quais se dá a passagem gradual de uma actividade vulcânica submarina a subaérea. Este complexo é constituído por escoadas lávicas e piroclastos submarinos e subaéreos, assim como por intercalações de sedimentos marinhos na base, embora pouco frequentes; Formação de Feteiras, de idade Pliocénica, corresponde os produtos vulcânicos mais recentes da ilha de Santa Maria, representados por níveis de piroclastos, muito alterados na actualidade, emitidos a partir de três centros vulcânicos de spatter (Picos do Saramago, da Trevina e Piquinhos), e embora menos comuns, escoadas lávicas. A alteração observada nos piroclastos, que explica a intensa argilificação e o tom acentuadamente avermelhado, sugere a acção de um clima quente e húmido; Formações Plio-Pleistocénicas, são constituídas por níveis de areias de praia, com nódulos limoníticos, aflorantes entre os 140 m e os 200 m de altitude; Formações Pleistocénicas, correspondem a sedimentos correlativos das superfícies de abrasão marinha existentes no sector ocidental da ilha de Santa Maria. São representados por leitos finos de areias, conglomerados, calcaneritos fossilíferos e argilas, retomadas à Formação de Feteiras, que afloram entre os 5 m e os 120 m de altitude; Formações Holocénicas, correspondem aos aluviões, terraços fluviais, e depósitos de areias eólicas e de praia observadas nos lugares da Praia, de São Lourenço e da Maia.

5.1.3 História Eruptiva A actividade eruptiva responsável pela génese da Formação dos Cabrestantes é contemporânea de um episódio transgressivo, em que o nível das águas do mar esteve cerca de 40 m acima do valor actual (Serralheiro e Madeira, 1990). Este episódio foi seguido por uma regressão que levou o nível médio das águas do mar cerca de 20 m abaixo da referência. As formações do Porto e dos Anjos foram ambas originadas por actividade vulcânica de carácter subaéreo. Numa fase tardia da formação do Complexo dos Anjos instalou-se uma rede filoneana muito densa e, posteriormente, as deposições de lahars e de uma escoada lávica, observável na zona da Praia, marcam a passagem para o Complexo do Touril. A génese do Complexo do Touril é concomitante com a ocorrência de uma fase transgressiva, que explica o predomínio da série sedimentar de fácies marinha que caracteriza esta unidade. A ocorrência de actividade vulcânica submarina, ainda contemporânea desta transgressão, corresponde à fase mais antiga do Complexo do Facho - Pico Alto. A actividade vulcânica submarina concentrou-se em três centros emissores, nomeadamente no Pico do Facho, numa chaminé a 300 m a W da Rocha Alta e a N do Monte Gordo. Em resultado deste processo, podem observar-se rochas vulcânicas submarinas a uma altitude de 180 m, no Pico do Facho. Posteriormente, em função da maior altitude resultante do crescimento da ilha e da ocorrência de uma regressão, observou-se a passagem gradual para um vulcanismo subaéreo. Esta mudança gradual corresponde à segunda fase do Complexo do Facho - Pico Alto, a que se sucede uma fase terminal desta unidade, francamente de vulcanismo subaéreo, em que os centros emissores se localizam na metade oriental da ilha de Santa Maria, e os produtos emitidos ocupam todo este sector da ilha. A actividade vulcânica mais recente corresponde à Formação de Feteiras, de idade Pliocénica, não se tendo registado qualquer outro episódio posterior. A evolução posterior da ilha de Santa Maria resultou, essencialmente, das variações do nível de água do mar, que originaram as plataformas de abrasão marinha, a cotas diversas, cujos traços estão bem preservados na metade ocidental da ilha.

5.2 São Miguel

5.2.1 Geomorfologia e tectónica A ilha de S. Miguel estende-se ao longo de um eixo de direcção aproximada E-W, com um comprimento e largura máximos de cerca de 65 km e de 16 km, respectivamente, cobrindo uma área de 742 km2. Resulta da coalescência de diversos sistemas vulcânicos, alguns dos quais já extintos. Actualmente, de entre os vários sistemas activos na ilha, contam-se três vulcões centrais, e duas regiões dominadas por vulcanismo fissural basáltico (s.l.). Moore (1991a), no mapa geológico de S. Miguel, individualizou seis zonas vulcânicas distintas, designadamente Sete Cidades, Picos, Fogo, Achada das Furnas, Furnas e Povoação-Nordeste. Estas regiões correspondem a zonas geomorfológicas distintas e coincidem, aproximadamente, com a expressão espacial dos sistemas vulcânicos responsáveis pela edificação da ilha (Fig. 9).

Figura 9 – Modelo digital de terreno da ilha de S. Miguel com as unidades vulcanológicas: 1 – Sete Cidades; 2 – Região dos Picos; 3 – Fogo; 4 – Região da Achada das Furnas; 5 – Furnas; 6 – Povoação-Nordeste (adaptado de Moore, 1991b). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

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De entre as várias formas e estruturas vulcânicas encontradas na ilha, os cones de escórias são os mais frequentes (Fig. 10), dispondo-se em aglomerados condicionados pela tectónica, dominada pela tendência regional ditada pelo Rift da Terceira (Fig. 11).

Figura 10 – Principais estruturas vulcânicas da ilha de S. Miguel (dados de Gaspar et al., 1995; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Carmo et al., 2009, Carmo, em preparação). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

Figura 11 – Principais estruturas tectónicas da ilha de S. Miguel (dados de Gaspar et al., 1995; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Carmo, 2004; Carmo et al., 2009; Wallenstein et al., 2004; Carmo, em preparação). Coordenadas U.T.M., zona 26S. O extremo W da ilha é constituído pelo Maciço das Sete Cidades que ocupa uma área de cerca de 110 km2, tendo o ponto de cota mais elevada (874 m) no vértice geodésico do Pico das Éguas. Em termos morfológicos corresponde a um imponente vulcão central marcado superiormente por uma caldeira de forma aproximadamente circular (Fig. 12), com cerca de 5 km de diâmetro, definida por paredes abruptas subverticais, com alturas que variam entre 30 e 400 m. No interior da caldeira identificam-se diversos aparelhos vulcânicos (cones de pedra pomes, maars (s.l.) e domos) (Fig. 10) e quatro lagoas, duas das quais, a Lagoa Azul e a Lagoa Verde, comunicam entre si.

Figura 12 – Vista aérea de SW da caldeira do Vulcão das Sete Cidades, onde se podem observar as lagoas Azul (junto à vertente N) e Verde (junto à vertente S) e algumas das formas vulcânicas edificadas no seu interior (fotografia de G. Queiroz).

Limitado pelo mar em grande parte do seu perímetro, o Maciço das Sete Cidades coalesce a SE com o Sistema Vulcânico da Região dos Picos. É caracterizado por vertentes que apresentam uma inclinação média de cerca de 12º, aumentando até 18º junto ao bordo da caldeira em resultado da acumulação de grandes espessuras de depósitos piroclásticos emitidos a partir dos centros eruptivos intracaldeira. As formas vulcânicas que predominam nos flancos do vulcão central são os cones de escórias, observando-se, ainda, alguns domos no sector W.

A erosão tem proporcionado o desenvolvimento de linhas de água profundamente encaixadas nas zonas de cota mais elevada, onde as espessuras de materiais piroclásticos, relativamente soltos e de fácil remobilização, são mais significativas. A periferia é caracterizada, de um modo geral, por importantes arribas vivas e arribas fósseis, com alturas médias da ordem dos 50 m.

Os principais sistemas de fracturas que afectam o Maciço das Sete Cidades reflectem, naturalmente, o enquadramento geoestrutural do arquipélago (Fig. 11). Neste contexto, assume especial relevo o Graben dos Mosteiros, de direcção geral NW-SE, caracterizado por apresentar uma componente distensiva com significativa expressão cartográfica e interpretado como sendo um segmento emerso do designado Rift da

Terceira. Esta estrutura regional atravessa a caldeira e prolonga-se para SE, determinando o posicionamento dos inúmeros cones de escórias que aí se encontram formando uma crista com a mesma direcção. Os factores de ordem estrutural explicam, aliás, a distribuição da maioria dos centros monogenéticos identificados nos flancos do aparelho principal. Para além dos cones de escórias associados à referida crista vulcânica de direcção NW-SE, admite-se que o alinhamento E-W definido pela disposição dos domos na encosta W do maciço corresponda à expressão superficial de um sistema de fracturas regionais/atlânticas profundas com esta orientação (Queiroz, 1997). A intersecção de falhas de direcção NW-SE com falhas E-W poderá ter determinado a localização do centro poligenético das Sete Cidades.

Entre o Maciço das Sete Cidades e o Maciço do Fogo, desenvolve-se a Região dos Picos, totalizando um comprimento de aproximadamente 23 km e uma área de cerca de 200 km2. Grande parte da sua extensão corresponde a uma área pouco elevada (Fig. 13), dominada pela presença de cerca de três centenas de centros emissores, principalmente cones de escórias gerados no decorrer dos episódios vulcânicos basálticos recentes.

Figura 13 – Vista da Região dos Picos onde se destaca o relevo suave e pouco elevado, pontuado por diversos cones de escórias (fotografia de J. Pacheco).

A maior concentração dos centros monogenéticos ao longo de um eixo longitudinal origina uma faixa central de relevo mais irregular, com distribuição de altitudes bastante variável. A zona centro, apresenta uma menor altimetria, estando o ponto mais elevado (485 m) situado no vértice geodésico da Serra Gorda, o cone de escórias mais

proeminente de toda a região. No sector E, sobre o flanco W do Vulcão do Fogo, o ponto de cota mais elevada atinge o valor de 673 m.

A partir do referido eixo central desenvolvem-se suavemente, para N e para S, até ao mar, vertentes com declives médios da ordem dos 2°, que aumentam progressivamente à medida que se caminha para as extremidades da área, chegando a atingir valores da ordem dos 8°, por força da influência dos vulcões centrais que a limitam a E e a W.

A Região dos Picos é marcada pela presença de diversos alinhamentos de cones de escórias, dispostos segundo uma direcção predominante NW-SE (Fig. 10). Pontualmente identificam-se alguns maars, cones de pedra pomes e domos, estando estes últimos principalmente associados à actividade eruptiva do Vulcão do Fogo. Em resultado do vulcanismo basáltico dominante, a superfície topográfica desta região é fortemente marcada pela presença de extensos afloramentos de escoadas lávicas e de piroclastos de natureza basáltica (s.l.). Não obstante, nas zonas não afectadas por episódios vulcânicos basálticos recentes predomina a cobertura por produtos piroclásticos de natureza traquítica (s.l.), emitidos no decurso da actividade registada nos vulcões poligenéticos vizinhos.

A distribuição espacial dos centros emissores e a orientação das fissuras eruptivas passíveis de se identificarem na Região dos Picos permitem constatar que esta é afectada por um sistema de fracturas dominante de direcção geral NW-SE, concordante com o sistema regional definido pelo Rift da Terceira (Fig. 11), constituindo dois alinhamentos vulcânicos principais, ou cristas vulcânicas, que seguem a mesma direcção tectónica (Friedlander, 1929; Zbyszewski, 1959). O conjunto situado mais a S engloba o alinhamento de cones de escórias existentes ao longo do eixo Pico das Éguas - Serra Gorda - Rosto de Cão e corresponde ao prolongamento para SE da zona de fractura que atravessa o Vulcão das Sete Cidades.

A crista vulcânica localizada mais a N encontra-se bem definida no segmento compreendido entre o Pico da Arrenquinha e o Pico do Fogo. Para E deste cone de escórias, apesar do sistema de fracturas dominante manter a mesma direcção, os centros emissores apresentam uma maior dispersão e disposição segundo a direcção E-W, o que, segundo Ferreira (2000) parece traduzir a presença de um acidente tectónico com a mesma direcção associado a fracturas regionais/atlânticas profundas. Neste contexto, as fissuras eruptivas apresentam assim uma disposição em échelon direito.

No centro da ilha de S. Miguel o Maciço do Fogo, também designado por alguns autores por Maciço de Água de Pau, materializa o maior dos três vulcões centrais activos da ilha. Com uma área de cerca de 133 km2, o Vulcão do Fogo é constituído por um conjunto de elevações que culminam no Pico da Barrosa, com o seu vértice geodésico a uma altitude de 947 m (Fig. 14) (Wallenstein, 1999; Wallenstein et al., 2005).

Figura 14 – Vista geral do Vulcão do Fogo, obtida do mar, ao largo da costa S da ilha de S. Miguel (fotografia de N. Wallenstein).

Limitado a N e a S pelo mar, o Vulcão do Fogo coalesce a W e E com os sistemas vulcânicos da Região dos Picos e da Achada das Furnas, apresentando-se, naqueles limites, coberto pelos produtos mais recentes daqueles sistemas vulcânicos. Neste contexto, os limites geográficos entre os sistemas vulcânicos contíguos tornam-se difusos pois, na prática, nessa região os depósitos de ambos os sistemas intercalam-se.

A morfologia do Maciço do Fogo corresponde à de um vulcão central com caldeira, em grande parte ocupada pela Lagoa do Fogo. Embora apresente alguns sectores de aparente colapso, grande parte da actual depressão, com cerca de 3,2 km de diâmetro máximo e uma área aproximada de 4,8 km2, encontra-se limitada por bordos de crateras já apreciavelmente recuados pela forte erosão a que têm sido sujeitos (Fig.

15). As suas paredes, com uma linha de cumeada muito irregular, apresentam desníveis, em relação à base da depressão, que variam entre os 370 m e os 10 m (Wallenstein, 1999). No seu interior, para além da Lagoa do Fogo, encontram-se três pequenos charcos na sua parte N, sendo um deles de existência sazonal. A Lagoa do Fogo, propriamente dita, define a zona mais profunda da caldeira, cuja forma é condicionada pela existência de, pelo menos, quatro centros eruptivos de cujas crateras ainda se reconhecem alguns vestígios. Dentro do perímetro da caldeira é ainda possível observar a existência de um cone de pedra pomes, na parte N, e de diversos domos lávicos instalados nas suas paredes (Wallenstein, 1999) (Fig. 10).

Figura 15 – Vista geral da caldeira do Vulcão do Fogo, obtida de NW para SE (fotografia de N. Wallenstein).

O Maciço do Fogo, com vertentes de declives que variam entre 3º, junto à base, e 13º a 24º, na parte superior onde afloram imponentes e espessas escoadas lávicas de natureza traquítica (s.l.), apresenta-se intensamente sulcado por profundas linhas de água, esculpidas maioritariamente na sua espessa cobertura de depósitos piroclásticos de natureza traquítica (s.l.), cuja distribuição e orientação reflectem um nítido controlo estrutural. Tal facto é particularmente relevante na sua zona mais elevada, onde a área ocupada por vales profundamente encaixados é superior à dos interflúvios (Wallenstein, 1999). A linha de costa que limita o maciço, e consequentemente o Vulcão do Fogo, apresenta-se bastante diversificada, incluindo toda uma variedade de

perfis, desde arribas vivas e arribas fósseis, com alturas superiores a 100 m, a zonas dominadas por escoadas lávicas com escassos metros de altura.

A espessa cobertura de depósitos piroclásticos e o denso coberto vegetal constituem um importante óbice à cartografia das estruturas tectónicas no Maciço do Fogo. De facto, apenas é possível observar-se falhas, por vezes com pequenos deslocamentos, nas arribas costeiras e em certos vales.

A direcção estrutural predominante, NW-SE a NNW-SSE (Fig. 11), é bem marcada no flanco N do vulcão pelo alinhamento de cones de escórias e domos lávicos, pela disposição de algumas linhas de água (Wallenstein 1999, Wallenstein et al., 2005), pela intensa actividade sísmica (Dawson et al., 1985) e pela existência de importantes descontinuidades de resistividade eléctrica (Gandino et al., 1985). Esta orientação corresponde à das falhas que limitam o designado Graben da Ribeira Grande, estrutura distensiva que segundo Muecke et al. (1974) apresenta um abatimento da ordem dos 656 m, não tendo em conta a taxa de erosão, mas já retirado o valor relativo à subida do nível do mar nos últimos 18.000 anos. Trata-se de um sistema de falhas que atravessa a caldeira, condicionando a sua geometria, e se pode observar igualmente no flanco S do vulcão onde aparece a par com um importante conjunto de estruturas de direcção N-S. É de referir ainda a existência de alinhamentos de direcção NE-SW (Fig. 11), alguns dos quais já postos em evidência por importantes descontinuidades de resistividade eléctrica (Gandino et al., 1985).

Ainda segundo Gandino et al. (1985), o sistema NW-SE é de natureza regional e está ligado a estruturas profundas que atravessam todo o Maciço do Fogo. Na realidade, pode interpretar-se o Graben da Ribeira Grande como sendo a expressão subaérea de um troço do Rift da Terceira, à semelhança do verificado no Maciço das Sete Cidades (Queiroz, 1990 e 1997).

A distribuição dos domos lávicos na zona central do maciço, em torno da caldeira, sugere que a implantação dos edifícios monogenéticos não é simplesmente condicionada por estruturas de carácter regional, traduzindo aqui a existência de um sistema de falhas circulares certamente associadas à evolução do Vulcão central do Fogo (Wallenstein, 1999, Wallenstein, et al., 2005). Entre o Maciço do Fogo e o Vulcão das Furnas estende-se a Região da Achada das Furnas que corresponde a um planalto com uma altitude média entre os 400 e os 500 m, limitado a N e a S por arribas costeiras com alturas que variam desde poucos metros até cerca de 100 m.

Do ponto de vista geomorfológico trata-se de uma área dominada pelas formas e estruturas vulcânicas características do vulcanismo fissural basáltico (s.l.), materializadas por numerosos cones de escórias (Fig. 10), com escoadas lávicas associadas, que se dispõem predominantemente ao longo das direcções estruturais WNW-ESE e NW-SE (Fig. 11). Muitos dos cones e respectivas crateras apresentam formas alongadas, em conformidade com as principais direcções estruturais e, nalguns casos, os aparelhos evidenciam fenómenos de rotura nos seus flancos, facto que pode ser atribuído à extrusão de escoadas lávicas e/ou a acções directamente relacionadas com fenómenos de natureza tectónica.

Na região da Achada das Furnas encontram-se também alguns maars e domos. Neste contexto, destaca-se o centro eruptivo do Congro que corresponde à cicatriz de uma erupção freatomagmática e que, geomorfologicamente, representa um maar típico. A sua cratera é aproximadamente circular, com um diâmetro médio de 520 m, os flancos do aparelho exibem inclinações muito ténues, 3º nalguns locais, enquanto as paredes internas da cratera atingem os 63º e uma profundidade de aproximadamente 80 m abaixo da cota da superfície topográfica anterior à erupção.

A E da Achada da Furnas, o Vulcão das Furnas corresponde a um edifício poligenético de forma irregular. A vertente W apresenta declives muito atenuados, em resultado da acumulação dos produtos da Achada das Furnas, enquanto a vertente E não tem expressão pois, coalesce com o Vulcão da Povoação (Fig. 10). A S, o vulcão estende-se até ao mar e exibe um flanco que sofreu um intenso desmonte em consequência de fenómenos erosivos, eventualmente acelerados por acções de natureza tectónica.

Actualmente, o vulcão é culminado por uma grande depressão onde se reconhecem duas caldeiras (Guest, et al., 1999) (Fig. 10, 16): uma caldeira antiga, de contornos parcialmente visíveis, e uma caldeira actual, instalada no seio da anterior, e cujas paredes cortam os materiais que preencheram a primeira. A cota mais elevada deste aparelho, da ordem dos 800 m, encontra-se no bordo N da caldeira, próximo do Salto do Cavalo.

Figura 16 – Vista do interior do complexo de caldeiras do Vulcão das Furnas (fotografia de J. Pacheco). 1 – material de preenchimento da caldeira antiga, cortado pela parede da caldeira nova; 2 – bordo da caldeira antiga; 3 – cratera da erupção Furnas C; 4 – cone pomítico e domo da erupção de 1439/43(?); 5 – cone pomítico e domo da erupção de 1630.

A caldeira antiga, com uma dimensão aproximada de 7 por 4,5 km, tem um perímetro bem definido a N e NE, seguindo, de um modo geral, a orientação imposta por sistemas de fracturas WNW-ESE e NNE-SSW. Nestas secções, a parede interior da caldeira atinge os 500 m de altura e corta várias escoadas lávicas do Complexo Vulcânico da Povoação-Nordeste. Estas paredes, com declives que atingem 34º, evidenciam uma intensa erosão expressa na densa rede de linhas de água profundamente entalhadas.

A leste, o contorno da caldeira actual parece sobrepor-se parcialmente ao da caldeira antiga, encontrando-se a SE a escarpa desta, cortada transversalmente pelo vale da Ribeira Quente e significativamente mais abatida em resultado da actividade tectónica. A S e W perde-se novamente o contorno desta estrutura, devido a subsidências de natureza tectónica e à atenuação do relevo pela acumulação de produtos vulcânicos recentes.

A caldeira actual tem aproximadamente 5,5 por 3,5 km e abriga um lago com cerca de 2 km2 de superfície. As suas paredes estão bem definidas a W e NW, onde atingem declives de 59º, e acompanham, grosso modo, as principais direcções estruturais.

No Maciço das Furnas encontram-se ainda diversos cones pomíticos e domos, localizados predominantemente no interior da actual caldeira, embora também se encontrem fora deste contexto, como o cone do Pico do Canário, na cumeeira da caldeira, ou os domos do alinhamento do Pico do Ferro, instalados sobre o material que preencheu a antiga caldeira. No interior da caldeira destacam-se alguns cones pelas suas grandes crateras, com diâmetros superiores a 1,5 km (cratera da erupção Furnas-C, onde se localiza a vila das Furnas (Both et al., 1978; Pacheco, 1995)) ou por

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terem associados domos traquíticos (s.l.) instalados no interior das suas crateras (ex. Pico do Gaspar e cone pomítico da erupção de 1630) (Fig. 16).

Os principais sistemas de fracturas que afectam o Maciço das Furnas têm direcções aproximadas WNW-ESE e N-S a NE-SW (Fig. 11), ambos potencialmente activos, tendo afectado depósitos vulcânicos com menos de 3.000 anos.

O sistema WNW-ESE, particularmente evidente na parede E da caldeira e no flanco W do vulcão central, apresenta movimentação vertical normal, possivelmente associada a uma componente de desligamento direito, como o indiciam os desvios de alguns cursos de água (Gaspar et al., 1995; Guest et al., 1999). As falhas de direcção N-S a NE-SW, bem expostas no flanco W e costa S do maciço, apresentam uma nítida movimentação vertical, tendo-se estimado rejeitos verticais, nalguns casos, superiores a 100 m (ex. vale da falha da Ribeira da Amora).

Para além dos sistemas dominantes, Gaspar et al. (1995) e Guest et al. (1999) referem ainda a existência de falhas de direcção (1) E-W, coincidentes com a orientação de algumas linhas de água, a S da Lomba do Mosquito, e com o alinhamento de diversos focos de vulcanismo secundário e (2) NW-SE, materializadas pela direcção de paleovales preenchidos por espessos depósitos piroclásticos de fluxo.

O extremo oriental de S. Miguel é formado pelo Complexo Vulcânico Povoação-Nordeste. Segundo Moore (1990), este corresponde a um vulcão em escudo intensamente dissecado pela erosão, com profundas e extensas linhas de água, como é o caso da Ribeira do Guilherme, que corta espessas sequências de lavas, e caracterizado pela existência de importantes depósitos epiclásticos, resultantes de longos períodos de desmonte do edifício vulcânico. Apresenta, ainda, arribas muito altas e escarpadas. O ponto mais alto da ilha encontra-se neste maciço e localiza-se no Pico da Vara, com 1.108 m de altitude. Ainda de acordo com Moore (1990), a caldeira da Povoação é descentrada em relação ao maciço principal do Nordeste, coalescendo a ocidente com a caldeira do Vulcão das Furnas (Fig. 10). Esta depressão, com cerca de 6 km de diâmetro máximo ao longo da direcção E-W, apresenta-se menos dissecada pela erosão. É aberta para S, dada a destruição da sua parede neste sector, onde o mar já criou uma praia ao longo da linha de costa. Com esta configuração, esta grande depressão constitui-se como uma bacia hidrográfica evoluída, cujo curso de água principal recolhe água de todos os restantes sectores da caldeira em direcção ao mar. As arribas a E e W do sector destruído do bordo da caldeira são, por sua vez, tal como nas restantes arribas da zona oriental da ilha, bastante altas e escarpadas.

No que concerne à tectónica, o Complexo Vulcânico Povoação-Nordeste é atravessado pelas direcções estruturais principais, NNW-SSE e WNW-ESE e por uma outra de menor expressão, NE-SW (Carmo, 2004; Carmo et al., 2005; Carmo et al., 2009). Estas orientações estruturais são observadas principalmente nas arribas, bem como em alguns afloramentos em estradas, com expressão em falhas e numa densa rede de filões

5.2.2 Principais sistemas vulcânicos

5.2.2.1 Vulcão das Sete Cidades – história eruptiva

Erguendo-se cerca de 3.000 m a partir da profundidade média dos fundos oceânicos na Plataforma dos Açores, o Maciço das Sete Cidades começou a formar-se há várias centenas de milhares de anos. A transição da actividade submarina para um regime predominantemente subaéreo data, certamente, de há mais de 250.000 anos, tendo em atenção a idade de 210.000±8.000 anos B.P. obtida para as rochas aflorantes mais antigas (Moore, 1983). Num primeiro estádio, admite-se que este aparelho vulcânico possa ter constituído uma ilha perfeitamente individualizada. A sua união ao Maciço de Água de Pau apenas se deverá ter concretizado em resultado do vulcanismo basáltico da Região dos Picos. Tendo em conta a história eruptiva, Queiroz (1997) definiu uma escala estratigráfica para o Maciço das Sete Cidades (Fig. 17) composta por dois grupos principais. O Grupo Inferior corresponde à fase subaérea de edificação da estrutura do vulcão central, antes de se ter iniciado a formação da actual caldeira. Durante esta fase a actividade foi essencialmente efusiva, com a produção de escoadas lávicas que variam em composição de basaltos (s.l.) a traquitos (s.l.). Os depósitos vulcaniclásticos, embora presentes, são menos significativos do que nas fases subsequentes da história eruptiva. Presentemente, as espessas sequências de depósitos desta unidade apenas se observam em algumas arribas costeiras e nas vertentes interiores da caldeira.

O Grupo Superior, constituído pelas formações mais recentes, representa a evolução do vulcão central até à actualidade. É dominado pela formação da presente caldeira das Sete Cidades, cuja evolução está associada a três fases principais, com violentas erupções paroxismais, datadas de há cerca de 36.000, 29.000 e 16.000 anos (Queiroz, 1997). Neste contexto, o Grupo Superior compreende seis unidades geológicas marcadas por sequências eruptivas específicas:

Figura 17 – Escala vulcanoestratigráfica para o Maciço das Sete Cidades, de acordo com Queiroz (1997). A Formação do Risco corresponde ao primeiro episódio de formação da caldeira no decurso de uma erupção altamente explosiva ocorrida há cerca de 36.000 anos. É representada por ignimbritos e depósitos piroclásticos de queda, e revela uma composição inicial traquítica que diverge para termos finais intermédios.

Membro da Pepom

Membro do Cascalho Negro

Formação das Lagoas

Formação de Sta. Bárbara

Formação das Lombas

Formação da Bretanha

Formação da Ajuda

Formação do Risco

~ 5.000 anos

15.740 ± 200 anos (14C)

28.750 ± 240 anos (14C)

35.740 ± 810 anos (14C)

Gru

po S

uper

ior

Gru

po In

ferio

r

A Formação da Ajuda reflecte a actividade vulcânica registada entre os 36.000 e os 29.000 anos, compreende um vasto leque de depósitos vulcaniclásticos, produto de erupções de menor magnitude, que actualmente têm reduzida exposição e estão muito alterados.

A Formação da Bretanha, datada de há aproximadamente 29.000 anos, inclui um novo episódio paroxismal responsável pelo alargamento da depressão inicial da caldeira para NW. O evento, marcado por uma clara inversão composicional entre os traquitos e os mugearitos, integra depósitos do tipo surge, depósitos piroclásticos de queda, brechas e ignimbritos.

A Formação das Lombas corresponde ao período entre os 29.000 e os 16.000 anos, caracterizado por actividade vulcânica de menor magnitude gerada sobretudo no interior da caldeira. Engloba um conjunto de depósitos vulcaniclásticos indiferenciados, francamente alterados, que localmente intercalam com escoadas lávicas e que se encontram actualmente em raros afloramentos.

A Formação de Santa Bárbara equivale ao último evento paroxismal, ocorrido há cerca de 16.000 anos, e está associada ao alargamento do sector NE da caldeira, dando origem à forma que actualmente apresenta. É constituída por surges, ignimbritos, brechas ignimbríticas e depósitos piroclásticos de queda, sendo predominantemente materializada por material juvenil de composição traquítica.

A Formação das Lagoas engloba o período mais recente da actividade vulcânica, caracterizado por erupções predominantemente explosivas, que se estende desde os 16.000 anos até à actualidade. Esta formação divide-se em dois membros - Cascalho Negro e Pepom, que representam estilos eruptivos distintos da actividade centrada no interior da caldeira. Os depósitos do Membro do Cascalho Negro têm carácter magmático dominante, enquanto no Membro Pepom os depósitos resultam essencialmente de actividade hidromagmática. De facto, a análise das características internas dos depósitos vulcânicos mostra que há cerca de 5.000 anos a actividade intracaldeira registou uma alteração dos estilos eruptivos (Queiroz, 1997). Verifica-se que desde essa data, deduzida a partir da posição estratigráfica relativamente ao nível de referência Fogo A, do Vulcão do Fogo (Walker e Croasdale, 1971), datado de há cerca de 5.000 anos B.P. (Booth et al., 1978), as manifestações vulcânicas passaram a apresentar um carácter predominantemente hidromagmático, passível de se atribuir a um maior desenvolvimento do sistema hidrológico subsuperficial, ou mesmo o desenvolvimento de lagoas no interior da caldeira. O Membro da Pepom inclui, assim, depósitos pomíticos, de cinzas e lapilli traquíticos, gerados no decurso de pelo menos 17 erupções explosivas centradas na caldeira e ainda os produtos de erupções

ocorridas nos flancos do vulcão central – piroclastos basálticos e escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.) (Queiroz, 1997; Gonçalves, 2006; Queiroz et al., 2008; Cole. et al., 2008). A última erupção na região das Sete Cidades foi um evento explosivo intracaldeira, datado de há cerca de 600 anos (Booth et al., 1978) que edificou o cone de pedra pomes da Caldeira Seca e deu origem a um depósito constituído essencialmente por cinzas pomíticas que cobriram predominantemente o flanco W do vulcão central (Cole et al., 2008).

Não há registo de erupções vulcânicas históricas geradas em terra na região das Sete Cidades. No entanto, relatos históricos referem a ocorrência de três erupções submarinas nas proximidades da costa. A primeira deu-se em 1638, a cerca de 3 km da costa W das Sete Cidades, e terá durado aproximadamente 25 dias, envolvendo a emissão de cinzas negras e por vezes blocos, que construíram um pequeno edifício com 120 m de altura na parte emersa. Dada a natureza solta dos materiais constituintes, esta pequena ilha foi rapidamente erodida, tendo desaparecido por completo até ao inverno seguinte. Em 1811, no intervalo de quatro meses, ocorreram duas erupções submarinas de estilo semelhante, em locais distintos mas próximos da Ponta da Ferraria, na costa W do Maciço das Sete Cidades. A última deu-se em Junho desse ano e terá durado somente uma semana, período a partir do qual se passaram a registar exclusivamente nuvens de vapor e gases. Por outro lado, o cone resultante, ao qual foi dado o nome de ilha Sabrina, resistiu apenas até Outubro desse ano, face à acção erosiva do mar.

Considerando a história eruptiva do Maciço das Sete Cidades, bem como aspectos de índole geoquímica e geofísica, admite-se a existência de uma câmara magmática, sede da diferenciação dos magmas extruídos no decurso das erupções geradas ao nível do vulcão central, geneticamente associados a erupções explosivas subplinianas, plinianas e hidromagmáticas. Neste quadro, os líquidos de composição mais básica acabaram por ascender através das fracturas, regionais ou radiais, que lhes permitiram contornar a zona de sombra definida pelo reservatório magmático, alimentando à superfície o desenvolvimento de eventos havaianos, estrombolianos e surtseianos. Em determinadas condições é natural que tais magmas basálticos sejam injectados na própria câmara magmática, perturbando os equilíbrios físico-químicos aí existentes e funcionando como agente desencadeante de erupções explosivas.

O Maciço das Sete Cidades corresponde, provavelmente, ao vulcão central do arquipélago dos Açores com maior índice de actividade vulcânica nos últimos 5.000 anos. De facto, durante este período o intervalo médio entre erupções explosivas intracaldeira de estilo dominante hidromagmático foi de 180 anos. Além dessas, há

ainda a considerar as erupções havaianas/estrombolianas, ao nível das vertentes do vulcão central, e surtseianas, ao largo costa.

5.2.2.2 Sistema Vulcânico da Região dos Picos – história eruptiva O Sistema Vulcânico da Região dos Picos é o mais recente da ilha de S. Miguel. Tendo em consideração a datação das rochas aflorantes mais antigas (Moore, 1991a), a sua emergência terá ocorrido há pouco mais de 50.000 anos, colmatando toda área submarina existente entre os vulcões das Sete Cidades e do Fogo. Na sua fase emergente o vulcanismo terá sido marcado por erupções submarinas, hidromagmáticas, passando progressivamente a uma actividade vulcânica subaérea do tipo fissural, predominantemente marcada por episódios eruptivos caracterizados por fases havaianas e estrombolianas.

A inexistência de níveis de referência dificulta o estabelecimento de uma estratigrafia fina e uma reconstituição detalhada da história eruptiva deste sistema vulcânico, uma vez que os depósitos nele gerados apresentam uma fraca dispersão. A vulcanoestratigrafia do Sistema Vulcânico da Região dos Picos tem como critério a posição estratigráfica dos focos eruptivos e produtos vulcânicos, relativamente ao depósito Fogo A. Nestes termos, Ferreira (2000) considerou a divisão desta unidade geológica em duas subunidades:

A Subunidade de Ponta Delgada, que inclui todos os centros eruptivos e produtos vulcânicos mais antigos, formados desde a fase de emergência até há 5.000 anos, e que evidencia maior expressão no sector S do sistema vulcânico, entre as Feteiras e Ponta Delgada;

A Subunidade do Pinhal da Paz, que engloba todos os centros e produtos vulcânicos produzidos nos últimos 5.000 anos, distribuídos ao longo das duas cristas vulcanotectónicas que caracterizam o sistema, com particular incidência na que se desenvolve mais a N. Nesta subunidade é possível estabelecer relações estratigráficas com a actividade eruptiva registada no Vulcão das Sete Cidades, incluída no Membro da Pepom da Formação das Lagoas. Neste período mais recente Ferreira (2000) reconheceu a ocorrência de cerca de 30 erupções.

Há a assinalar duas erupções históricas no Sistema Vulcânico da Região dos Picos. A primeira, localizada na área onde os sistemas vulcânicos da Região dos Picos e do Vulcão do Fogo se sobrepõem, ocorreu em 1563 no Pico do Sapateiro, ou Pico Queimado, como posteriormente veio a ser designado, e foi de natureza basáltica e estilo havaiano (Wallenstein, 1999), sucedendo a um evento sub-pliniano

hidromagmático, traquítico, centrado na caldeira do Vulcão do Fogo (ver história eruptiva do Vulcão do Fogo). A segunda ocorreu em 1652, no dia 19 de Outubro, a N da Vila da Lagoa, no local actualmente designado por Pico do Fogo, e foi precedida por intensa actividade sísmica. A erupção desenvolveu-se a partir de três focos eruptivos alinhados segundo uma fissura de direcção NW-SE e envolveu um magma relativamente evoluído, de composição traquítica. Foi marcada por violentas fases explosivas de características vulcanianas, com emissão de espessas nuvens de cinzas e piroclastos de queda, possivelmente de natureza hidromagmática em determinadas fases, para além da extrusão de escoadas lávicas extremamente viscosas e, por conseguinte, de progressão limitada (Ferreira, 2000). A erupção terá durado cerca de oito dias, período durante o qual foram edificados três domos lávicos traquíticos. O impacto provocado na comunidade da época foi grande e qualificado de cataclismo.

Apesar de se tratar da erupção subaérea mais recente da ilha de S. Miguel, este fenómeno foi ao longo dos tempos diferentemente localizado e interpretado por vários autores, sendo frequentemente atribuído a um outro centro emissor adjacente, muito recente, mas pré-histórico e de características eruptivas bem distintas (Ferreira, 2000).

O Sistema Vulcânico da Região dos Picos, conjuntamente com o Vulcão das Sete Cidades, representa uma das zonas do arquipélago que evidenciaram maior actividade vulcânica nos últimos 5.000 anos.

5.2.2.3 Vulcão do Fogo – história eruptiva O Vulcão do Fogo apresenta uma história eruptiva bastante complexa, cujo conhecimento será sempre incompleto, dada a inacessibilidade de grande parte dos materiais produzidos no decurso da sua actividade eruptiva. O acesso a informação sobre os tempos mais recuados da emissão e acumulação dos materiais que constituem a base do Maciço do Fogo só foi possível com a realização de uma sondagem realizada no flanco N do vulcão, em que uma lava submarina, recolhida à profundidade de 878 m, foi datada de há 280.000±140.000 anos B.P. (Muecke et al., 1974; McGraw, 1976). Esta sondagem permitiu ainda identificar a transição do vulcanismo submarino para o subaéreo, a uma profundidade de 786 m, relativamente ao nível do mar actual, permitiu concluir que o Maciço do Fogo já conheceu o empilhamento de mais de 3.500 m de produtos vulcânicos até ao presente (Wallenstein, 1999), tendo em conta que o mesmo se eleva da designada Plataforma dos Açores, cuja profundidade média é de cerca de 2.000 m.

A rocha mais antiga que aflora no maciço pertence a um domo lávico de natureza traquítica, datada por Moore e Rubin (1991) com uma idade de 181.000±15.000 anos B.P. Face ao exposto apenas se poderá afirmar que a edificação do Vulcão do Fogo terá ocorrido há mais de 200.000 anos (Wallenstein, 1999). No que concerne à sua estratigrafia, e não obstante a cartografia pré-existente (Zbyszevsky et al., 1958, 1959; Moore, 1991a,b), Wallenstein (1999) definiu o Grupo Superior e o Grupo Inferior, como as principais unidades estratigráficas do Vulcão do Fogo. O Grupo Inferior, que se formou há cerca de 40.000 anos, inclui na sua base a edificação da montanha submarina que constitui a base do vulcão, constituída essencialmente por escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.) emitidas a partir de centros eruptivos monogenéticos. Ultrapassada esta fase de construção do vulcão em escudo, e fruto da diminuição dos focos eruptivos, passaram a ocorrer fases explosivas, do tipo surtseiano, com a acumulação de piroclastos submarinos. Já no domínio da actividade eruptiva nitidamente subaérea, Muecke et al. (1974) reconheceram três grandes sequências de materiais vulcânicos separadas entre si por espessas unidades piroclásticas. Embora predominem, em todas as sequências, as escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.), a presença de materiais de natureza traquítica (s.l.) é indiciadora da existência de processos de diferenciação magmática no interior de reservatórios em profundidade, fruto do estabelecimento do sistema de fracturas segundo as principais direcções estruturais, facto que terá presidido ao princípio da construção do Vulcão central do Fogo.

As escoadas lávicas e domos de natureza traquítica (s.l.) constituem a base aflorante do Grupo Inferior, no sopé das arribas das costas N e S do maciço, a que se seguem importantes sequências de depósitos vulcaniclásticos, de entre os quais se destacam alguns imponentes depósitos piroclásticos de queda e de fluxo, intercalados por outras escoadas lávicas, igualmente de natureza traquítica (s.l.). Destacam-se neste contexto, diversos afloramentos de um ou mais depósitos ignimbríticos, por vezes com fácies soldada (Moore, 1990, 1991a). A grande profusão de produtos de natureza traquítica (s.l.), com a ocorrência de escoadas lávicas observadas em cotas elevadas do actual maciço (750 m), e a aparente ausência generalizada de rochas de natureza basáltica (s.l.), observadas apenas na fase final desta grande unidade estratigráfica, levaram Wallenstein (1999) a admitir que o Vulcão central do Fogo já deveria apresentar, então, uma morfologia cónica típica de vulcões centrais explosivos, eventualmente com uma proto-caldeira.

O Grupo Superior é constituído pelos produtos emitidos no decurso dos últimos 40.000 anos, caracterizados por uma bimodalidade do quimismo e do vulcanismo, com (1) a edificação de cones de escórias e o desenvolvimento de escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.), nas suas vertentes, e (2) a ocorrência de erupções explosivas de natureza traquítica (s.l.) localizadas predominantemente no interior da caldeira, mas também nos flancos do maciço. Esta unidade estratigráfica é, assim, dominada pela existência de episódios eruptivos explosivos, com importantes fases dos tipos pliniano e sub-pliniano que marcaram a evolução do vulcão até ao presente e moldaram a sua morfologia actual, incluindo a formação e evolução da actual caldeira e das regiões circundantes.

O contínuo abatimento do flanco N do maciço, no interior do Graben da Ribeira Grande, com o consequente aumento da capacidade erosiva e abaixamento das arribas da costa N, não permitiu, até à data, o estabelecimento de correlações estratigráficas claras dos depósitos das formações mais antigas entre os flancos N e S do vulcão (Wallenstein, 1999; Pimentel, 2004). Tal só foi conseguido para as unidades estratigráficas mais recentes que a Formação do Fogo A (Walker e Croasdale, 1971; Booth et al., 1978; Wallenstein, 1999; Pimentel, 2004) e pontualmente para a Formação da Ribeira Chã (Pimentel, 2004).

Neste contexto, apresentam-se as formações cujas contribuições para a evolução recente do vulcão e actual forma da caldeira são melhor compreendidas, com especial destaque para a sequência de depósitos do flanco S (Fig. 18), para os depósitos da Formação das Lombadas e da Formação das erupções históricas, aflorantes essencialmente nas zonas de cotas mais elevadas e nos flancos N e E do maciço:

A Formação da Roída da Praia representa a actividade que ocorreu entre mais de 34.000 anos e os 8.000 a 12.000 anos e corresponde à actividade essencialmente explosiva que precedeu a formação da caldeira na sua forma actual, com a presença de importantes unidades de depósitos pirocásticos de queda e ignimbritos, intercalados com alguns depósitos de escórias e lahars.

A Formação da Ribeira Chã corresponde ao testemunho de uma importante erupção paroxismal, ocorrida há cerca de 8.000 a 12.000 anos e que terá marcado, se não a fase inicial, pelo menos um evento de capital importância na forma da depressão que constitui a actual caldeira. Este evento eruptivo teve um final muito abrupto, com a ocorrência de escoadas piroclásticas que estão na origem de, entre outros, um ignimbrito soldado de grande expressividade junto à costa S. Para além deste, e do importante depósito de queda, importa referir os depósitos vulcaniclásticos

indiferenciados que testemunham uma fase importante de desmonte do vulcão na fase final desta formação.

Figura 18 – Sequência do Grupo Superior, no flanco S do vulcão, onde é possível observar depósitos das formações Roída da Praia, Ribeira Chã, Pisão e Fogo A (modificado de Wallenstein, 1999)

A Formação do Fogo A engloba os depósitos da erupção vulcânica, que ocorreu há cerca de 5.000 anos no interior da caldeira, tendo-a alargado. Foi inicialmente identificada por Walker e Croasdale (1971) e, mais tarde, estudada por muitos outros autores (Booth et al., 1978, 1983; Bursik et al., 1992; Wallenstein, 1999; entre outros). Os seus depósitos são os que apresentam uma maior dispersão, de todos os estudados na ilha de S. Miguel, materializando o melhor nível de referência estratigráfica para a ilha. Representa um dos casos de estudo internacionais para os modelos de fases eruptivas do tipo pliniano, dada a concentricidade das suas isopacas e isopletas, resultantes das condições de vento durante a erupção. Esta começou por apresentar um carácter hidromagmático de curta duração, com produção de depósitos de cinzas finas, a que se seguiram diversas fases de carácter magmático, materializadas pela presença de depósitos de pedra pomes de queda, muito característicos, intercalados, inicialmente por actividade hidromagmática e, nas fases mais avançadas, separados por colapsos parciais da coluna eruptiva, materializados

em depósitos de fluxo de baixa concentração de partículas (surges). A erupção terminou com a formação de um depósito ignimbrítico de grande expressão nos flancos do vulcão, com especial evidência no interior do Graben da Ribeira Grande, onde atinge, por vezes, espessuras superiores a 20 m.

A Formação das Lombadas inclui os depósitos das erupções Fogo B, C e D, definidos por Booth et al. (1978), e representa a actividade do vulcão nos últimos 3.000 anos, se exceptuarmos a actividade histórica. Trata-se do testemunho de actividade mista hidromagmática e magmática, de pequenas erupções que deram origem a depósitos pomíticos de cinzas finas e pedra pomes de queda, cujos afloramentos se concentram no flanco N, com especial incidência na zona das Lombadas. A erupção Fogo B localizou-se no flanco N, enquanto que as erupções Fogo C e D ocorreram no interior da caldeira.

A Formação das erupções históricas inclui os produtos das erupções que ocorreram desde o descobrimento e povoamento da ilha. Inclui duas erupções no ano de 1563 e uma em 1564 (Frutuoso, 1583?). A primeira destas erupções, teve lugar no dia 28 de Junho de 1563 e localizou-se no centro da caldeira (Frutuoso, 1583?; Walker e Croasdale, 1971; Booth et al., 1978; Wallenstein, 1999). Começou com uma importante fase de carácter hidromagmático, passando a uma fase magmática do tipo sub-pliniano, com o desenvolvimento de uma importante coluna eruptiva que dispersou os seus depósitos pomíticos de natureza traquítica para a zona oriental da ilha. A 2 de Julho, apenas quatro dias após o início daquela erupção no interior da caldeira, uma erupção efusiva, de natureza basáltica, do tipo havaiano, teve lugar no então designado Pico do Sapateiro, um domo traquítico localizado no flanco N do Maciço do Fogo, a cerca de 3 km a SSW da freguesia da Ribeira Seca (Frutuoso, 1583?; Wallenstein et al. 1998; Wallenstein, 1999), numa região em que os sistemas do Vulcão do Fogo e da Região dos Picos se sobrepõem. A ascensão magmática fez-se ao longo de uma falha de direcção NW-SE que atravessa aquele pico e deu origem à emissão de duas escoadas lávicas nos dias 4 e 9 de Julho. A primeira correu para N e atingiu a freguesia da Ribeira Seca e, mais tarde, o mar, no extremo leste do areal de Santa Bárbara. A segunda correu mais de 2 km para SW, tendo atingido uns campos de trigo perto da zona designada como Boavista (Frutuoso, 1583?; Wallenstein et al. 1998; Wallenstein, 1999). A 10 de Fevereiro de 1564 terão ocorrido uma série de explosões freáticas no mesmo local da erupção explosiva de 1563 e, provavelmente ainda associadas àquela actividade eruptiva. Estas explosões freáticas estiveram, possivelmente, na origem de um ligeiro alargamento da cratera e da produção de lahars, que correram ao longo de

linhas de água do flanco S do Vulcão do Fogo. É provável que as duas erupções de 1563 estejam associadas à ascensão contemporânea de intrusões magmáticas, em que uma intersectou a câmara magmática do Vulcão Fogo, química e fisicamente zonada, desencadeando o mecanismo eruptivo explosivo intracaldeira, enquanto a outra ascendeu até à superfície, dando directamente origem à erupção efusiva do Pico do Sapateiro (Storey et al., 1989; Wallenstein, 1999).

5.2.2.4 Sistema Vulcânico da Achada das Furnas – história eruptiva O Sistema Vulcânico da Achada das Furnas desenvolve-se sobre os flancos dos vulcões do Fogo e Furnas e os seus produtos intercalam com os depósitos desses vulcões. Trata-se de um sistema fissural basáltico, caracterizado pela presença de numerosos cones de escórias (Fig. 10) e onde prevalece a actividade eruptiva do tipo estromboliano, por vezes com fases havaianas.

Não obstante a predominância do vulcanismo basáltico (s.l.), este sistema tem sido palco de algumas erupções de natureza traquítica (s.l.), de carácter predominantemente efusivo, tendo originados diversos domos que pontuam a região (Fig. 10). A interacção da actividade magmática com o sistema hidrológico local tem originado, ainda, algumas erupções freáticas ou freatomagmáticas, responsáveis pela formação de vários maars. De entre estes destaca-se o maar do Congro

Tal como é característico de um sistema vulcânico fissural, a actividade eruptiva tem sido condicionada pela tectónica da região, o que se materializou nos diversos alinhamentos vulcanotectónicos visíveis na Achada das Furnas.

Do ponto de vista estratigráfico, a região da Achada das Furnas encontra-se coberta por um manto de material pomítico com origem nas erupções mais recentes dos vulcões centrais vizinhos. Entre os depósitos identificados nesta região encontra-se o Fogo A, o que permitiu traçar o horizonte cronológico dos 5.000 anos. Segundo Moore (1991a), nesta área, registaram-se três erupções nos últimos 5.000 anos. A mais antiga formou um maar a E do Congro, com uma idade de cerca de 4.160 anos. O maar do Congro, com uma idade de cerca de 3.800 anos, formou-se no decurso de uma erupção freatomagmática que originou um depósito com uma dispersão muito reduzida, constituído predominantemente por blocos grosseiros de pedra pomes e líticos, e que terminou com a extrusão de um pequeno domo traquítico que ocupa parte da cratera (Booth et al., 1978). A última erupção deste sistema vulcânico teve lugar no cone de escórias da Chã do Lagoeiro, que produziu uma lava que entrou na cratera do Congro (Moore, 1991a).

5.2.2.5 Vulcão das Furnas – história eruptiva

O registo eruptivo do Complexo Vulcânico das Furnas remonta a mais de 93.000 anos (Moore, 1991b). A sua história eruptiva está documentada na costa S do maciço, nas secções visíveis na costa, e noutros afloramentos em torno do vulcão, onde se constata que teve origem em ambiente subaéreo e a sua actividade foi predominantemente explosiva, traquítica (s.l.). De facto, cerca de 90% dos produtos expostos são de natureza piroclástica (Cole et al., 1999).

Guest et al. (1999) definiram a estratigrafia deste vulcão considerando três grupos (Fig. 19). O Grupo Inferior cobre toda a actividade inicial do Complexo Vulcânico das Furnas, desde a sua formação, e é limitado superiormente pela Formação do Ignimbrito da Povoação com cerca de 30.000 anos. Este Grupo é constituído predominantemente por depósitos de lapilli pomítico de queda, embora se encontrem também importantes depósitos de escoadas piroclásticas e algumas escoadas lávicas com menor expressão.

Neste Grupo individualizaram-se várias formações distintas embora a relação estratigráfica entre elas seja, por vezes, incerta (Guest et al., 1999):

A Formação das Amoras, no sector W do vulcão, é constituída predominantemente por depósitos pomíticos de queda e alguns depósitos de escoadas detríticas;

A Formação da Albufeira, a E da Ribeira Quente, inclui diferentes depósitos de erupções plinianas e escoadas piroclásticas e alguns depósitos de escoadas detríticas. Destaca-se nesta formação um espesso depósito de blocos e cinzas;

A Formação do Cavaleiro, no sector E do vulcão, é constituída quase exclusivamente por depósitos pomíticos de queda e assenta directamente sobre as lavas do Nordeste;

A Formação do Ignimbrito da Povoação, resultou de um evento eruptivo particularmente importante que começou com uma fase pliniana e produziu leitos de lapilli de queda, depósitos de surge, ignimbritos não soldados e ignimbritos densamente soldados que, em alguns locais, atingem espessuras de 60 m. Esta foi

provavelmente a maior erupção do Vulcão das Furnas e deverá estar associada à formação da sua primeira caldeira.

Ponta Garça (SW)

Povoação (SE) Caldeira

Grupo Superior

1630 Furnas-I 1439-43 A.D. Furnas-H 530 anos B.P. Furnas-G Furnas-F Furnas-E Furnas-D Furnas-C 1.900 anos B.P. Furnas-B 2.300 anos B.P. Furnas-A

5.000 anos B.P. (Fogo A)

Grupo Intermédio

Formação do Gado

12.000 anos B.P. Formação da Cancelinha

Unidade do Pico do Ferro

Formação do Ignimbrito da Ponta Garça

17.000 anos B.P.

Unidade do Salto dos Ingleses 22 a 27.000 anos B.P.

Sedimentos lacustres Formação do Mouco

Formação do Tufo 27.000 anos B.P.

Grupo Inferior

Formação do Ignimbrito da Povoação 30.000 anos B.P.

Formação das Amoras Formação da Albufeira Formação do

Cavaleiro

Lavas do Nordeste 95.000 anos B.P.

Figura 19 - Escala vulcanoestratigráfica para do Vulcão das Furnas, de acordo com Guest et al., (1999).

O Grupo Intermédio compreende os depósitos com idades entre os 30.000 e os 5.000 anos. O limite superior deste grupo é definido pelo depósito Fogo A. Na parte inferior do Grupo Intermédio, até aos 17.000 anos, são comuns no sector SW do vulcão os depósitos piroclásticos basálticos (s.l.), em resultado da proximidade com a Achada

das Furnas. No sector SE, predominam os depósitos de lapilli pomítico. Entre os produtos mais recente do que 17.000 anos prevalecem os depósitos pomíticos com alternância de leitos de cinza e leitos de lapilli (Cole et al., 1999), apontando para o aumento da importância do vulcanismo hidromagmático.

Guest et al. (1999) distinguiram várias formações no seio deste grupo, no entanto as suas relações estratigráficas são, por vezes, pouco claras:

A Formação do Tufo, com uma idade de cerca de 27.000 anos, corresponde aos depósitos da segunda maior erupção do vulcão. Esta formação apresenta leitos de lapilli pomítico de queda, depósitos de surges e de escoadas piroclásticas e um leito pomítico de queda soldado;

A Formação do Mouco, com uma idade superior a 17.000 anos, reúne três depósitos de escórias e uma lava basáltica, com origem provável na Achada das Furnas, e dois depósitos pomíticos constituídos por leitos de cinzas e de lapilli, com origem provável no complexo de caldeiras do Vulcão das Furnas;

A Formação do Ignimbrito da Ponta Garça corresponde a uma sequência de depósitos de escoada piroclástica e surges, datada de há 17.000 anos;

A Formação da Cancelinha, estratigraficamente entre os 17.000 e os 5.000 anos, encontra-se apenas na região SW do vulcão e é composta por depósitos de cinzas e lapilli pomítico;

A Formação do Gado, limitada pelos horizontes cronológicos dos 30.000 e 5.000 anos, é constituída por uma série de cerca de 14 depósitos de lapilli pomítico e cinzas, e encontra-se na região SE do vulcão;

A Formação do Salto dos Ingleses está exposta no interior da caldeira mais jovem, na parede E que corta os materiais que preencheram a depressão da primeira caldeira. Esta formação inclui, entre outros depósitos, pillow lavas e três leitos de sedimentos lacustres, com idades entre os 23.000 e os 27.000 anos, indicando a presença de lagos no interior da antiga caldeira do vulcão, remontando a essas idades.

Da análise do registo eruptivo do vulcão não é evidente qual o depósito associado à abertura da segunda caldeira. Guest et al. (1999) apontam um tufo soldado, com idade de 12.000 anos (Moore, 1991a, b), encontrado sob o domo do Pico do Ferro, como possivelmente relacionado a este evento.

O Grupo Superior reúne todos os depósitos com idade inferior a 5.000 anos. Trata-se de um conjunto de 10 depósitos bem estudados (Booth et al., 1978; Pacheco, 1995; Cole et al., 1995, 1999), todos de natureza traquítica (s.l.), com origem no interior da caldeira constituídos predominantemente por sequências de leitos de lapilli pomítico alternando com leitos de cinzas. Esta alternância resulta da oscilação entre actividade magmática e hidromagmática que ocorre face ao contacto do magma com a água do sistema hidrológico das Furnas.

Esta actividade vulcânica tem promovido o preenchimento da actual caldeira através da edificação de cones, deposição de produtos piroclásticos e instalação de domos, embora se reconheça, também, a ocorrência de pelo menos dois fenómenos de colapso/alargamento da caldeira nos últimos 5.000 anos (Guest et al., 1999), um deles associado à cratera que contém o actual lago e o outro relacionado com a erupção que produziu o depósito designado Furnas-C (Pacheco, 1995), com uma idade de cerca de 1.900 anos (Guest et al., 1999) e que formou a depressão onde se desenvolve a parte urbana da vila das Furnas.

O penúltimo depósito deste Grupo, com origem na cratera do Pico do Gaspar, resultou de uma erupção que começou por uma fase explosiva, com produção de pedra pomes e cinzas pomíticas e terminou com a extrusão de um domo. Embora não exista uma datação absoluta para este depósito, a sua idade está limitada inferiormente pelo depósito subjacente, extruído entre 1410 e 1425 A.D. (Guest et al., 1999). Com base na análise de documentos históricos, Queiroz et al. (1995) concluíram que os primeiros colonizadores que chegaram à ilha, algures entre 1439 e 1443, testemunharam a fase final desta erupção correspondente à extrusão do domo, colocando esta entre as erupções históricas do Vulcão das Furnas e a primeira do arquipélago.

A última erupção no Maciço das Furnas iniciou-se a 3 de Setembro de 1630 (Dias, 1936; Homem, 1980), a SE do actual lago. Tratou-se de uma erupção subpliniana/hidromagmática (Cole et al., 1995) que construiu um anel de pedra pomes e tufos durante uma primeira fase explosiva que durou três dias e terminou com a instalação de um domo, que se prolongou até Novembro desse ano.

A fase explosiva da erupção gerou, (1) uma sequência de leitos de lapilli e cinzas, resultantes da oscilação entre actividade magmática e hidromagmática, que se dispersou inicialmente para SW e, numa fase subsequente, para NW; (2) escoadas piroclásticas, que fluíram através de vales até à costa S do vulcão e (3) diversos surges que progrediram em diversas direcções, tendo vitimado 80 pessoas a 4 km do vulcão.

Esta erupção foi acompanhada por intensa actividade sísmica que causou grandes danos e está na origem do grande movimento de vertente ocorrido no flanco S do vulcão que gerou a fajã da Ribeira Quente. Ao todo, cerca de 195 pessoas morreram nesta erupção, quer devido aos surges quer devido ao colapso dos edifícios, promovido pela actividade sísmica (Cole et al., 1995; Guest et al., 1999).

5.2.2.6 Complexo Vulcânico Povoação Nordeste – história eruptiva No que concerne à geologia do Complexo Vulcânico Povoação Nordeste, Moore (1990) defende que o Vulcão das Furnas se sobrepõe directamente a este maciço vulcânico e que este apresenta formações com idades compreendidas entre 0,1 e os 4,01 Ma. Estas idades estão de acordo com as datações, anteriormente obtidas, pelo método de K-Ar, por Abdel-Monem et al. (1975), nomeadamente a de 4,01 Ma, para as que consideraram ser as lavas aflorantes mais antigas do maciço e, consequentemente da ilha. Fernandez (1980), que definiu sequências estratigráficas do Complexo do Nordeste, identificou aquelas lavas como pertencentes à Sequência dos Basaltos Inferiores. Ainda de acordo com este autor, e de acordo com outras datações de Abdel-Monem et al. (1975), seguiram-se as sequências dos Ancaramitos, dos Basaltos Superiores, com 1,86 Ma, dos Traquitos e Tristanitos, com idades compreendidas entre os 1,28 e 0,95 Ma. Johnson et al. (1998) propõem que as unidades do complexo têm idades muito inferiores, pondo em causa todas as datações apresentadas até à data. De acordo com estes autores, as datações obtidas pelo método 40Ar/39Ar, para lavas da Sequência dos Basaltos Inferiores de Fernandez (1980), colhidas na base da arriba do porto do Nordeste, apresentaram uma idade média de 0,878 Ma. Obtiveram, ainda, idades médias entre 0,78 e 0,82 Ma para lavas da Sequência dos Basaltos Superiores colhidas na Ribeira Despe-te que Suas, considerando-a contemporânea da Sequência dos Ancaramitos. Merece ainda especial referência o facto de que, a cobrir todas as unidades descritas e sobre as quais não existe um consenso sobre as suas idades, aflora numa grande parte da área deste complexo vulcânico, o depósito da erupção histórica do Fogo de 1563 (Booth et al. 1978; Wallenstein, 1999).

5.3 Terceira

5.3.1 Geomorfologia e tectónica A ilha Terceira ocupa uma área de cerca de 400 km2, apresentando um alongamento geral E-W, com comprimento máximo de cerca de 30 km e largura da ordem dos 19 km. A ilha é caracterizada por altitudes relativamente baixas, atingindo o seu ponto mais elevado à cota de 1021 m, no bordo S da caldeira de Santa Bárbara. Fruto do seu enquadramento geodinâmico esta ilha é fortemente condicionada pelo Rift da Terceira (Machado, 1959). A influência do rift é materializada no terreno pelo alinhamento dos principais centros eruptivos e estruturas vulcano-tectónicas com orientação aproximada WNW-ESE a NW-SE. Em termos geomorfológicos identificam-se seis regiões distintas na Terceira: os vulcões centrais dos Cinco Picos, Guilherme Moniz, Pico Alto e Santa Bárbara, a Zona Fissural e o Graben das Lajes (Fig. 20), que correspondem aproximadamente aos sistemas vulcânicos responsáveis pela construção da ilha (Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974; Queiroz et al., 2001).

Figura 20 – Modelo digital de terreno da ilha Terceira, onde se destacam seis regiões geomorfológicas. 1 – Vulcão dos Cincos Picos; 2 – Vulcão Guilherme Moniz; 3 – Vulcão do Pico Alto; 4 – Vulcão de Santa Bárbara; 5 – Zona Fissural, com destaque para o Sistema Vulcânico Fissural; 6 – Graben das Lajes. Coordenadas U.T.M., zona 26S (adaptado de Queiroz et al., 2001 com dados de Self, 1974, 1976, in Pimentel, 2006). O Vulcão dos Cinco Picos constitui a zona oriental da Terceira e corresponde a um edifício de grandes dimensões, que se destaca por uma caldeira com cerca de 7 km de diâmetro. Actualmente, este aparelho vulcânico apresenta-se muito erodido, encontrando-se apenas delimitado por dois troços preservados, a Serra do Cume a NE e a Serra da Ribeirinha a SW. No interior da caldeira encontram-se alguns cones de escórias formando alinhamentos de orientação NW-SE (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986, Queiroz et al., 2001). O flanco NE deste edifício encontra-se cortado pelas escarpas de falha que constituem o Graben das Lajes. A rede de drenagem do Vulcão dos Cinco Picos é pouco expressiva, com excepção da vertente NE da Serra do Cume onde se desenvolve segundo um padrão aproximadamente radial. Na região oriental da ilha a orla costeira é geralmente baixa, podendo atingir pontualmente cerca de 90 m, a S da Serra da Ribeirinha. O Vulcão Guilherme Moniz localiza-se na região centro-meridional da ilha e corresponde a um maciço vulcânico de morfologia suavizada, encimado por uma caldeira de paredes abruptas com uma dimensão de aproximadamente 2x4 km. Esta

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caldeira encontra-se parcialmente obstruída nos sectores N e NE por produtos eruptivos recentes do Vulcão do Pico Alto (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001). A rede hidrográfica no Vulcão Guilherme Moniz caracteriza-se por um padrão aproximadamente radial na vertente S do vulcão. Na zona S da ilha a faixa litoral apresenta-se relativamente baixa com alturas que rondam os 20 m. O Vulcão do Pico Alto, situado no sector N da ilha, distingue-se pela presença de um importante aglomerado de domos e coulées traquíticas (s.l.) que preenchem o interior da sua caldeira. Ao longo dos seus flancos N e E encontram-se também diversas extrusões lávicas de natureza traquítica (s.l.) (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001; Pimentel, 2006). A rede de drenagem apresenta um aspecto caótico, condicionada pela presença das lavas traquíticas (s.l.), tornando-se mais hierarquizada com a proximidade à orla costeira. As arribas na costa N da Terceira são geralmente alcantiladas, atingindo alturas da ordem dos 40 a 50 m. O Vulcão de Santa Bárbara ocupa o terço ocidental da ilha Terceira e corresponde a um edifício cónico, com cerca de 15 km de diâmetro basal e 1021 m de altitude, truncado por duas caldeiras aproximadamente concêntricas. A mais recente, com cerca de 2 km de diâmetro, encontra-se totalmente preenchida por domos e coulées traquíticas (s.l.) Nos seus flancos destacam-se diversos cones de escórias e extrusões de lavas traquíticas (s.l.) definindo por vezes alinhamentos bem marcados (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001; Pimentel, 2006) (Fig. 21). A rede de drenagem deste aparelho vulcânico é constituída por cursos de água encaixados com padrão radial e as arribas costeiras podem variar entre 30 a 160 m de altura, sendo mais altas na zona W. A Zona Fissural é definida por uma faixa de cerca de 2 km de largo, que atravessa a ilha segundo a orientação geral WNW-ESE, desde o flanco NW do Vulcão de Santa Bárbara até ao extremo SE da ilha (Self, 1974, 1976). Actualmente, o sector activo da Zona Fissural, designado Sistema Vulcânico Fissural (Queiroz et al., 2001), situa-se na região central da ilha entre o flanco E do Vulcão de Santa Bárbara e os flancos ocidentais dos vulcões do Pico Alto e Guilherme Moniz. A Zona Fissural é caracterizada por um relevo suave, com declives pouco acentuados, destacando-se diversos alinhamentos de orientação NW-SE a WNW-ESE, marcados no terreno pela presença de cones de escórias, domos e coulées traquíticas (s.l.), falhas e fracturas (Self, 1974, 1976) (Fig. 21). A rede de drenagem da Zona Fissural é pouco desenvolvida, tornando-se mais densa para N e S com a proximidade à linha de costa.

Figura 21 – Fotografia aérea vertical do flanco E do Vulcão de Santa Bárbara e Sistema Vulcânico Fissural, onde se observa o bordo da caldeira, vários alinhamentos de domos e coulées, cones de escórias e fracturas eruptivas (fotografia do Instituto Português de Cartografia e Cadastro). Do ponto de vista tectónico a ilha Terceira é dominada por importantes estruturas de orientação geral entre NNW-SSE e WNW-ESE (Fig. 22), destacando-se os Grabens das Lajes e de Santa Bárbara (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Lloyd e Collis, 1981; Nunes, 2000; Queiroz et al., 2001; Madeira, 2005).

Figura 22 – Esboço vulcano-tectónico da ilha Terceira: 1 – Graben das Lajes; A – Falha das Lajes; B – Falha das Fontinhas; 2 – Graben de Santa Bárbara. Coordenadas U.T.M., zona 26S (adaptado de Queiroz et al., 2001; e Madeira, 2005). O Graben das Lajes, no extremo NE da ilha, é delimitado por duas escarpas de falha bem desenvolvidas, com orientação média NW-SE, que se estendem por mais de 8 km e se distanciam cerca de 3 km. A Falha das Lajes limita o graben a NE, enquanto que o limite SW é definido pela Falha das Fontinhas. Na vertente SE do Vulcão de Santa Bárbara encontra-se outro graben, embora apresentando expressão morfológica pouco desenvolvida, definido por duas falhas de orientação aproximada NW-SE que convergem progressivamente para NW, onde são materializadas por alinhamentos de domos (Nunes, 2000; Queiroz et al., 2001; Madeira, 2005). Destacam-se ainda outras estruturas com diferentes orientações tais como: falhas, fracturas e alinhamentos de centros eruptivos de orientação geral ENE-WSW e N-S, na região meridional da ilha e no flanco SW do Vulcão de Santa Bárbara; e falhas e fracturas de orientação E-W associadas ao Graben das Lajes (Lloyd e Collis, 1981; Nunes, 2000; Queiroz et al., 2001; Madeira, 2005).

1

2

A

B

5.3.2 Principais sistemas vulcânicos Com base no levantamento geológico dos centros eruptivos e da relação vulcanoestratigráfica entre os diferentes depósitos associados, formam definidos cinco principais sistemas vulcânicos para a ilha Terceira, que correspondem aproximadamente às regiões geomorfológicas da ilha (Self, 1974, 1976), nomeadamente: o Vulcão dos Cinco Picos, o Vulcão Guilherme Moniz, o Vulcão do Pico Alto, o Vulcão de Santa Bárbara e a Zona Fissural. O Vulcão dos Cinco Picos, actualmente extinto, é o mais antigo vulcão central da ilha com uma idade superior a cerca de 300.000 anos B.P. (Allégre et al., 1977; Feraud et al., 1980). Este vulcão ocupa toda a região W da Terceira, incluído o Graben das Lajes, e é constituído predominantemente por sucessões de escoada lávicas de natureza basáltica (s.l.) em alternância com depósitos piroclásticos. O seu edifício encontra-se actualmente bastante desmantelado, exibindo um grande caldeira delimitada apenas por dois troços dos seus bordos, as serras do Cume e da Ribeirinha. O interior da caldeira encontra-se preenchido por lavas basálticas (s.l.) e cones de escórias relacionadas com o vulcanismo da Zona Fissural (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986, Queiroz et al., 2001). O Vulcão Guilherme Moniz ocupa a parte central da ilha e corresponde a um edifício poligenético com caldeira também bastante erodido. Do ponto de vista vulcanológico Guilherme Moniz compreende uma grande variedade de produtos vulcânicos, incluindo numerosas escoadas e domos traquíticos (s.l.), centros eruptivos basálticos (s.l.), depósitos pomíticos de queda e de escoadas piroclásticas. Há menos de 180.000 anos B.P. (Gertisser et al., 2010) a actividade do Vulcão de Guilherme Moniz culminou em episódios paroxismais, associados à formação da caldeira que produziram extensos ignimbritos, expressos maioritariamente nas arribas S da ilha. As paredes N e NE da caldeira encontram-se soterradas por domos e coulées traquíticas (s.l.) do Vulcão do Pico Alto e o interior da caldeira quase totalmente coberto por escoadas lávicas basálticas (s.l.) associadas ao vulcanismo fissural mais recente (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001). O Vulcão do Pico Alto desenvolve-se na zona N da ilha e corresponde a um vulcão central com caldeira quase totalmente preenchida por lavas traquíticas (s.l.). Este sistema vulcânico caracteriza-se por evidenciar uma predominância de produtos evoluídos, incluindo domos e coulées traquíticas (s.l.) e numerosos depósitos vulcaniclásticos de natureza traquítica (s.l.), em particular depósitos pomíticos de queda, escoadas de blocos e cinzas, possivelmente lahars e extensos ignimbritos, correlacionados com a intensa actividade explosiva que originou a sua caldeira há menos de 140.000 anos B.P. (Gertisser et al., 2010). Há cerca de 23.000 anos ocorreu uma importante alteração na actividade eruptiva que caracteriza o vulcão. Desde então passou a produzir erupções explosivas de menor intensidade, do tipo subpliniano, e erupções efusivas com a extrusão de lavas traquíticas (s.l.) recentes (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001; Pimentel, 2006).

O Vulcão de Santa Bárbara, o mais ocidental da ilha, caracteriza-se pela sua morfologia cónica com duas pequenas caldeira aproximadamente concêntricas no topo, ocupadas por domos e coulées traquíticas (s.l.). A sua actividade eruptiva iniciou-se por um vulcanismo mais básico de natureza predominantemente efusiva e/ou de moderada explosividade, do tipo havaiana e/ou estromboliana, que evoluíu para um carácter nitidamente mais explosivo do tipo subpliniano. Este sistema vulcânico integra uma alternância de depósitos piroclásticos e escoadas lávicas de composição variável entre os basaltos e os traquitos, bem expressas nas arribas. (Zbyszewski, 1968; Zbyszewski et al., 1971; Self, 1974, 1976; Fernandes, 1986; Queiroz et al., 2001; Pimentel, 2006). Há cerca de 30.000 anos B.P. (Feraud et al., 1980) a 25 000 anos B.P. (Self, 1974), ocorreu uma primeira fase de alargamento da cratera do vulcão. A formação da actual caldeira ocorreu há menos de 10.000 anos B.P. (Self, 1974), estando actualmente ocupada por lavas traquíticas (s.l.), que se estendem pelos seus flancos. A Zona Fissural atravessa a ilha diagonalmente entre o flanco NW do Vulcão de Santa Bárbara e a zona SE do Vulcão dos Cinco Picos (Self, 1974, 1976). Esta é essencialmente constituída por escoadas lávicas e depósitos piroclásticos de natureza basáltica (s.l.) que cobrem a zona central da ilha. Neste contexto, reflecte um vulcanismo essencialmente efusivo ou de baixa explosividade do tipo havaiano e/ou estromboliano. Contudo também se observam domos e coulées traquíticas (s.l.) que reflectem actividade vulcânica de natureza mais evoluída. É possível constatar que a maioria dos depósitos da região SE da ilha são os mais antigos, tornando-se progressivamente mais recentes para NW. A actividade mais recente registada na Zona Fissural localiza-se no designado Sistema Vulcânico Fissural (Queiroz et al., 2001), entre o Vulcão de Santa Bárbara e os vulcões do Pico Alto e Guilherme Moniz, local onde ocorreu a erupção histórica de 1761. A vulcanoestratigrafia da ilha Terceira encontra-se divida em duas unidades vulcanológicas limitadas pelo horizonte vulcanoestratigráfico do Ignimbrito Lajes-Angra com cerca de 23.000 anos B.P. (Self, 1974, 1976; Gertisser et al., 2010). O período pré-Ignimbrito Lajes-Angra abrange toda a actividade vulcânica desde o início da edificação da ilha até há cerca de 23.000 anos B.P. (Self, 1974, 1976). Este inclui toda uma panóplia de estilos eruptivos responsáveis pela variedade de produtos vulcânicos que constituem o Lower Terceira Group (LTG) (Gertisser et al., 2010), aflorando especialmente nas arribas costeiras e em alguns locais dispersos pela ilha. O período pós-Ignimbrito Lajes-Angra engloba a actividade eruptiva com menos de 23.000 anos B.P. e os seus depósitos constituem o Upper Terceira Group (UTG) (Self, 1974, 1976 – Fig. 23, 24). Esta unidade é formada pelos produtos das erupções ocorridas nos vulcões do Pico Alto e de Santa Bárbara e no Sistema Vulcânico Fissural. O UTG inclui toda uma variedade de produtos como depósitos de escoadas piroclásticas, depósitos pomíticos de queda, escórias, depósitos hidromagmáticos, lavas traquíticas (s.l.) e basálticas (s.l.).

Vulcão de Santa Bárbara Sistema Vulcânico Fissural

Vulcão do Pico Alto

22. Lavas de 1761 (β) 21. Mistérios I (τ)

28. Couta I, II (τ) 29. Farol I (τ) 30. Lago (β) 28. Pico Alto I, II (τ) 27. Farol II (τ) 27. Rossas (τ) “I” (pp)

26. Carneiro (τ) “H” (pp) 26. Lavaçal I, South I, Cabras (τ) 23. Rachado (τ) “G” (pp) 24. Couta III (β) 25.

Negrão (τ) 25. Biscoito Rachado I, II, III (τ)

20. z (14C - 2.080) (β) 19. Algar I (14C - 2.115)

(β)

22. Serreta (τ) 21. East (τ) 24. Pico Alto III, IV (τ)

18. Mistérios II (β) 20. Rocha da Lapa (τ) 17. Galiarte I (β)

16. x (β) 23. Cavacas I (τ) 19. Ponta da Serra (τ)

15. Pico Gordo (β) 22. Lavaçal II, III (τ) 18. “F” (pp)

14. Pico 599 (β) 21. Azinhal (τ) 20. Biscoito Rachado IV (τ) 13. Gaspar (β) 12. Bagacina (β) 19. South II (τ) 18. Enxofre (τ) 11. Vareiras (β) 17. Terra Brava I (τ) “E” (pp) 10. Pico 581 (β) 16. South III (τ)

17. Lagoinha (τ) 15. Cavacas II (τ) 15. Fajãs (τ) 16. Raminho (β) 9. Algar II (β)

14. Quinta da Madalena (τ) 14. North (τ) “D” (pp)

13. South IV (τ) 8. Caldeirinhas (β) 12. Agualva (τ) 7. Lomba (τ) 11. East (τ)

13. Ponta Velha I (τ) 10. Southwest (τ) 9. Cravos (τ) “C” (pp) 6. y (β)

12. Ponta Velha II (τ) 5. w (β) 8. Galhardo I, II (τ)

11. Mato I (τ) 4. Cancela (β) 3. Filipe (β)

10. Pico Negro (β) 7. Pardelas (τ) “B” (pp) 2. Galiarte (β) 6. Pico Alto V (τ)

9. Doze Ribeiras (β) 5. Biscoito Rachado V (τ) 8. “A” (pp) 4. Loirais (τ)

7. Mato II (β) 3. Boi I, II (τ) 6. Pico da Serreta (β)

1. Pico da Falta (β) 4. Pico das Duas (β) 5. Pico das Dez (β) 2. Terra Brava II (τ)

3. Tapadas (τ) 2. Téles (τ) 1. Ignimbrito Lajes-Angra

1. Escoadas Antigas da Caldeira (τ) (14C – 19.000-23.000)

Legenda: 14C – Em anos B.P.; τ - Lavas traquíticas (s.l.); pp - Pedra pomes de queda; β - Cones de escórias e/ou lavas basálticas (s.l.)

Figura 23 – Escala vulcanoestratigráfica do Upper Terceira Group (adaptado de Self, 1974, 1976 com dados de Gertisser et al., 2010).

Figura 24 – Distribuição espacial de produtos do Upper Terceira Group dos vulcões de Santa Bárbara (A) e do Pico Alto (B) (adaptado de Self, 1974, 1976 in Pimentel, 2006). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

5.3.3 História eruptiva A ilha Terceira, à semelhança das restantes ilhas do arquipélago dos Açores, consiste na fracção emersa de uma montanha submarina formada pela acumulação de depósitos vulcânicos, que se eleva da designada Plataforma dos Açores. A emergência da ilha terá tido início com a actividade subaérea do Vulcão dos Cinco Picos. Este vulcão, actualmente considerado como extinto, terá evoluído progressivamente com vulcanismo essencialmente efusivo e/ou de moderada explosividade, como um grande vulcão em escudo até há cerca de 300.000 anos B.P. (Allégre et al., 1977; Feraud et al., 1980). A génese da sua caldeira é contudo controversa, podendo ter resultado do colapso do topo do edifício (Self, 1974) ou ter origem num processo de rifting associado, provavelmente, ao Rift da Terceira (Lloyd e Collis, 1981).

B A

Numa fase seguinte, ter-se-á desenvolvido o Vulcão Guilherme Moniz, inicialmente também como um vulcão em escudo, quando o Vulcão dos Cincos Picos já se encontrava provavelmente na sua fase final de actividade. A sua actividade foi dominada por erupções explosivas intercaladas pelo desenvolvimento de espessas escoadas lávicas e domos traquíticos (s.l.). Finalmente, o Vulcão Guilherme Moniz evoluiu para um aparelho de carácter explosivo, culminando em episódios de actividade paroxismal, possivelmente relacionados com a formação da sua caldeira, há menos de 180.000 anos B.P. (Gertisser et al., 2010). A origem do Vulcão do Pico Alto é ainda motivo de debate. Segundo Self (1974), o Pico Alto é um vulcão parasita do Vulcão Guilherme Moniz, enquanto que, para Lloyd e Collis (1981) trata-se da zona de actividade recente do Vulcão Guilherme Moniz, que terá migrado para N devido à acção expansiva do Rift da Terceira. Independentemente da controvérsia da sua génese, nos últimos 140.000 anos B.P. (Gertisser et al., 2010) o Vulcão do Pico Alto foi palco de diversos episódios de intensa actividade explosiva, responsáveis pela formação de uma caldeira de colapso e a produção de importantes ignimbritos. Após a última fase paroxismal, há cerca de 23.000 anos B.P. (Self, 1974, 1976; Gertisser et al., 2010), verificou-se uma importante alteração no estilo eruptivo deste vulcão, passando a ser dominado por erupções de menor intensidade associadas à extrusão de numerosos domos e coulées de natureza traquítica (s.l.) (Self, 1974, 1976; Pimentel, 2006). A formação do Vulcão de Santa Bárbara parece ser contemporânea da do Vulcão do Pico Alto. A fase inicial do Vulcão de Santa Bárbara caracterizou-se por actividade de natureza predominantemente efusiva e/ou de moderada explosividade, tornando-se progressivamente mais explosivo. A fase de actividade responsável pela génese da primeira caldeira terá ocorrido num período entre os 30.000 anos B.P. (Feraud et al., 1980) e os 25.000 anos B.P. (Self, 1974), enquanto que a formação da última caldeira terá tido lugar há menos de 10.000 anos B.P. (Self, 1974). Nos últimos 23.000 anos ocorreram diversas erupções basálticas (s.l.) e traquíticas (s.l.) no interior da caldeira e ao longo dos seus flancos, como atesta a presença de cones de escórias e coulées e domos traquíticos (s.l.). A fase inicial de actividade da Zona Fissural centrou-se na região SE da ilha (Rosenbaum, 1974) e no interior da caldeira dos Cinco Picos, tendo ocorrido provavelmente em simultâneo com a actividade dos vulcões centrais mais recentes. A sua actividade migrou progressivamente para NW, encontrando-se actualmente centrada no Sistema Vulcânico Fissural. No que concerne ao vulcanismo histórico da ilha Terceira, este remonta ao século XVIII, aquando da erupção de 1761. Esta terá tido início a 17 de Abril entre o Pico Gordo e a Santa Bárbara, local onde se situam os domos dos Mistérios Negros. A actividade migrou posteriormente para leste do Pico Gordo, para a zona dos Picos do Fogo e das Caldeirinhas onde, a 21 de Abril, ocorreu uma erupção de natureza basáltica com a emissão de cinzas e escoadas lávicas que alcançaram a freguesia dos

Biscoitos, na costa N da ilha (Acrúcio das Neves, 1826; Drummond, 1856). Contudo, os relatos da actividade na zona dos Mistérios Negros não permitem descortinar o tipo de fenómeno ocorrido. Segundo Weston (1964), trataram-se apenas de pequenas explosões com a emissão de cinzas e gases mas sem extrusão de novas lavas. Para além da erupção histórica subaérea, ocorreram duas erupções históricas submarinas ao largo da ilha, na Crista Submarina da Serreta. A primeira teve lugar em 1867, sendo precedida e acompanhada por mais de cinco meses de intensa actividade sísmica que provocou avultados prejuízos (Zbyszewsky, 1968). Mais recentemente, em 1998, teve início a última erupção submarina registada no arquipélago, localizada a cerca de 10 km a W da Ponta da Serreta (Gaspar et al., 1999). Esta foi precedida por um ligeiro incremento da actividade sísmica, a partir do dia 23 de Novembro, atribuída à fase de fracturação e injecção de magma no sistema vulcânico submarino, que se estende a W da ilha Terceira. O reduzido número de sismos registados ao longo de toda a erupção e a baixa magnitude dos eventos pode entender-se como o resultado da ascensão de um líquido magmático muito fluido ao longo de um sistema de fracturas preexistente e bem desenvolvido (Gaspar et al., 2000). As primeiras manifestações desta erupção à superfície do mar verificaram-se a 18 de Dezembro de 1998. Durante os períodos em que o fenómeno foi observável à superfície as manifestações registadas incluíram a libertação de gases vulcânicos, colunas de vapor de água, cinzas em suspensão e balões de lava flutuantes (Gaspar et al., 2000; Pacheco, 2001; Gaspar et al., 2003). Os balões de lava, originados a mais de 300 m de profundidade, correspondem a estruturas ocas, formadas por uma fina camada de lava envolvendo uma cavidade central. Estes produtos são interpretados como resultando da acumulação de grandes bolhas de gás sob uma película de lava ainda plástica que se deforma e separa da superfície de um lago de lava ou da frente de uma pillow lava, ascendendo depois por flutuação. Desde o seu início, a erupção apresentou períodos de intensidade muito variável, alternando com períodos sem manifestações superficiais. A última observação de actividade registou-se no Verão de 2001 (Pacheco, 2001; Gaspar et al., 2003).

5.4 Graciosa

5.4.1 Geomorfologia e tectónica A Graciosa é a ilha mais setentrional do Grupo Central e fica localizada no extremo ocidental do Rift da Terceira. Tem uma área da ordem dos 61,6 km2. Alongada segundo a direcção NW-SE, apresenta um comprimento máximo de cerca de 13 km e uma largura de 7 km. De um modo geral, caracteriza-se por evidenciar altitudes

relativamente baixas quando comparada com outras ilhas, atingindo uma cota máxima de 402 m a S do vértice geodésico da Caldeira. Sob o ponto de vista geomorfológico observam-se na ilha Graciosa quatro zonas distintas (Ferreira, 1968; Zbyszewski, 1970; Zbyszewski et al., 1972): a Plataforma NW, a Serra das Fontes, o Maciço Centro-meridional e o Maciço da Caldeira (Fig. 25).

Fig. 25 – Modelo digital de terreno da ilha Graciosa, com indicação das quatro unidades geomorfológicas da ilha: 1 - Plataforma NW, 2 - Serra das Fontes, 3 - Maciço Centro-meridional, 4 - Maciço da Caldeira. Coordenadas U.T.M., zona 26S.

2

3

1

4

A Plataforma NW abrange a região NW da ilha e corresponde a uma superfície relativamente baixa e aplanada constituída essencialmente por sucessões de escoadas lávicas onde pontuam diversos cones de escórias (Fig. 26). A Serra das Fontes é uma estrutura alongada segundo a direcção NW-SE caracterizada por imponentes escarpas de falha nas vertentes E e S onde se individualizam sucessões de escoadas lávicas, e que corresponde à parte remanescente de um antigo vulcão em escudo (Gaspar, 1996) (Fig. 26). O Maciço Centro-meridional é constituído pela Serra Dormida e pela Serra Branca que correspondem aos relevos associados a um antigo vulcão central onde predominam domos e espessas escoadas lávicas traquíticas (s.l.), cobertos por cones de escórias e escoadas lávicas de erupções mais recentes (Gaspar, 1996) (Fig. 26). O Maciço da Caldeira desenvolve-se na extremidade SE da ilha e corresponde a um vulcão central com caldeira (Fig. 26, 27). O Vulcão Central é a forma vulcânica mais imponente da Graciosa e é constituído por uma alternância de depósitos vulcaniclásticos e escoadas lávicas que, com excepção para o flanco SE, se desenvolvem ao longo de vertentes relativamente suaves. Apresenta um diâmetro basal médio próximo dos 5 km, ocupa uma área de aproximadamente 16 km2, atinge uma altitude máxima de 402 m e apresenta um volume da ordem dos 2,9 km3. Tais dimensões são manifestamente inferiores às de outros vulcões centrais dos Açores. No topo deste aparelho vulcânico destaca-se uma caldeira elíptica, com aproximadamente 1,6 km de comprimento ao longo da direcção NW-SE, uma largura de 875 m e uma profundidade máxima da ordem dos 350 m. Tal estrutura é definida interiormente por paredes abruptas, apenas suavizadas na base face à presença de depósitos de vertente, e caracteriza-se por apresentar um bordo dissimétrico que se desenvolve entre as cotas dos 250 m, a NW, e 402 m, a SE. O regime geodinâmico regional encontra-se bem expresso nas principais estruturas tectónicas identificadas na Graciosa (Fig. 26). O sistema dominante de direcção NW-SE inclui duas famílias de falhas inclinadas para NE e SW, respectivamente, e apresenta uma acentuada componente normal, como se pode observar pela notável expressão geomorfológica das escarpas de falha de direcção geral NW-SE, possivelmente associada a uma componente de desligamento direito. Um segundo conjunto de fracturas revela direcção aproximada N-S e engloba falhas inclinadas para E e W, caracterizadas por possuir movimentação normal. Apesar de tais sistemas de falhas terem controlado fortemente o vulcanismo registado na Graciosa, facto demonstrado pela direcção da maioria dos filões, pelos alinhamentos dos cones de escórias e pela morfologia da caldeira do Vulcão Central, a ilha é ainda afectada por

um vasto leque de acidentes tectónicos com orientações que variam desde NNE-SSW a E-W, alguns dos quais com movimentação inversa.

Figura 26 – Esboço vulcano-tectónico da ilha Graciosa (Gaspar, 1995, 1996). Coordenadas U.T.M., zona 26S

Figura 27 – Vista geral do Vulcão Central onde se destaca o bordo assimétrico da caldeira, evidenciando uma diferença de cotas de cerca de 150 m (fotografia de R. Coutinho).

5.4.2 Principais sistemas vulcânicos Com base na caracterização e na distribuição espácio-temporal dos centros eruptivos e dos depósitos vulcânicos que lhes estão associados, Gaspar (1996) definiu para a ilha Graciosa, três unidades estratigráficas principais (Fig. 28) Neste domínio, consideram-se, do mais antigo para o mais recente, o Complexo Vulcânico da Serra das Fontes, o Complexo Vulcânico da Serra Branca e o Complexo Vulcânico de Vitória - Vulcão Central.

Com

plex

o

Vul

câni

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e

Vitó

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Vul

cão

Cen

tral

Pico do Timão

2.000 anos

Formação da Caldeira

12.000 anos

Complexo Vulcânico da Serra Branca 350.000 anos

Complexo Vulcânico da Serra das Fontes 620.000 anos

Figura 28 – Escala vulcanoestratigráfica da ilha Graciosa, de acordo com Gaspar (1995). O Complexo Vulcânico da Serra das Fontes, com uma idade de 620.000±120.000 anos (Féraud et al., 1980), corresponde à unidade geológica mais antiga da ilha Graciosa. Os afloramentos relativos a este complexo são escassos e situam-se essencialmente na vertente SW da Serra das Fontes. Sob o ponto de vista vulcanológico, é uma unidade constituída por uma sucessão de escoadas lávicas subaéreas de natureza basáltica (s.l.). Localmente surgem intercalados alguns depósitos vulcaniclásticos, com elevado grau de alteração. O Complexo Vulcânico da Serra Branca data de há cerca de 350.000±40.000 anos (Féraud et al., 1980) e compreende os produtos vulcânicos que constituem o núcleo do designado Maciço Centro-meridional. Comparativamente à unidade geológica anterior, este complexo caracteriza-se por evidenciar uma predominância de produtos vulcânicos mais evoluídos, incluindo espessas escoadas lávicas e numerosos depósitos vulcaniclásticos de natureza traquítica (s.l.). Nestes últimos, englobam-se depósitos de pedra pomes de queda, depósitos de escoadas piroclásticas - ignimbritos e escoadas de blocos e cinzas, surges e, possivelmente, lahars. Superiormente é comum encontrarem-se depósitos epiclásticos, nalguns casos extremamente compactados, formando brechas constituídas por fragmentos traquíticos densos, pedra pomes e blocos de escoadas piroclásticas soldadas, entre outros. O facto desta unidade se encontrar coberta por escoadas lávicas e piroclastos mais recentes limita as exposições existentes, verificando-se que a sequência estratigráfica

mais completa é a que constitui a imponente arriba da Serra Branca. Com menor expressão cartográfica, identificaram-se, igualmente, alguns afloramentos na depressão central da ilha, e na arriba da costa N. As unidades de Vitória e do Vulcão Central integram o complexo vulcânico mais recente da ilha Graciosa. Considera-se que estas unidades têm sido edificadas simultaneamente ao longo dos tempos, distinguindo-se no que se refere ao respectivo enquadramento geológico e, por conseguinte, ao tipo de actividade vulcânica predominante que as caracteriza. A Unidade de Vitória é essencialmente constituída por escoadas lávicas e escórias de natureza basáltica (s.l.) e cobrem o topo das serras da zona central da ilha. Neste contexto, reflecte uma actividade essencialmente efusiva ou moderadamente explosiva, verificando-se que os produtos extruídos correspondem maioritariamente a basaltos e a havaítos. É possível constatar que a grande maioria dos depósitos que constituem a Unidade de Vitória são anteriores à formação da caldeira do Vulcão Central. Neste contexto inserem-se piroclastos e escoadas lávicas subaéreos, cuja génese se encontra essencialmente relacionada com cones de escórias e piroclastos submarinos, decorrentes de erupções próximas da linha de costa. A erupção mais recente registada na Graciosa inclui-se nesta unidade e data provavelmente de há menos de 2.000 anos. Correspondeu à edificação do cone de escórias do Pico do Timão, situado no topo da Serra Dormida, e escoadas lávicas basálticas associadas. A Unidade do Vulcão Central compreende os produtos vulcaniclásticos e as escoadas lávicas, de composição variável entre os basaltos e os traquitos, associados aos diferentes centros eruptivos situados na zona SE da ilha. Neste domínio inserem-se o imponente Vulcão Central com caldeira que se ergue na zona SE da ilha e diversos cones de tufos e cones de escórias. O Vulcão Central foi palco de mais de uma centena de erupções vulcânicas até à actualidade, de carácter efusivo e explosivo, originando uma variedade de produtos vulcânicos como escoadas lávicas, domos e depósitos piroclásticos de queda e de fluxo, incluindo escoadas piroclásticas, surges e lahars.

5.4.3 História eruptiva

De acordo com Gaspar (1996) a actividade vulcânica que deu origem à ilha Graciosa iniciou-se há mais de 600.000 anos. Nessa altura formou-se o vulcão em escudo da Serra das Fontes, porventura centrado na zona actualmente ocupada pela Serra Branca. O vulcanismo era essencialmente efusivo, do tipo havaiano, marcado pela eventual existência de lagos de lava ao nível de uma caldeira sumital e pela ocorrência de erupções fissurais ao longo dos principais acidentes tectónicos. Os únicos testemunhos do vulcanismo deste período encontram-se no relevo da Serra das Fontes e em pequenos afloramentos na base das arribas NE e SW da ilha. A existência de uma câmara magmática em profundidade na vertical do vulcão da Serra das Fontes poderá ter favorecido a acumulação e diferenciação dos líquidos magmáticos e provocado uma importante alteração no tipo de vulcanismo observado. Há cerca de 350.000 anos a actividade vulcânica era dominada por violentas erupções explosivas intercaladas pelo desenvolvimento de espessas escoadas lávicas e domos traquíticos (s.l.) e o vulcão em escudo deu lugar a um imponente vulcão central com caldeira. Os depósitos desta fase constituem o Complexo Vulcânico da Serra Branca e podem observar-se hoje quer nas arribas da Serra Branca, quer em alguns afloramentos da Serra Dormida. O período seguinte deverá ter sido marcado por intensa actividade tectónica e erosiva o que levou à destruição parcial do vulcão central da Serra Branca. A actividade vulcânica, por outro lado, foi migrando para SE e NW ao longo da principal direcção estrutural do Rift da Terceira. A SE, há cerca de 50.000 anos, e provavelmente na intersecção de sistemas de fracturas regionais de direcção NW-SE e E-W, começou a formar-se uma nova ilha cuja evolução deu origem à Unidade do Vulcão Central. Inferiormente constituída por depósitos de natureza submarina, a nova ilha foi crescendo a E do extinto vulcão central da Serra Branca. O vulcanismo passou então a ser predominantemente subaéreo, do tipo estromboliano, como o testemunham os restos dos cones de escórias existentes na Baía do Engrade e na Ponta da Restinga. Mais tarde, o aparecimento dos primeiros níveis de pedra pomes reflecte a diferenciação de magmas em profundidade e identifica o início da formação de um aparelho poligenético do tipo vulcão central. A génese da actual caldeira datada de há aproximadamente 12.200 anos (Gaspar, 1996) está relacionada com uma erupção explosiva, de natureza hidromagmática, que originou uma sucessão de depósitos piroclásticos de queda e fluxo, incluindo lahars, cuja sequência se pode observar em vários locais das arribas em torno do vulcão.

Após a formação da caldeira seguiu-se um importante episódio havaiano intracaldeira que envolveu a produção de cerca de 100 x 106 m3 de lava sob a forma de um lago de lava que encheu a caldeira e transbordou para o exterior através dos dois locais mais baixos do seu bordo NW (Fig. 27). A fase terminal deste evento foi caracterizada por um episódio de colapso no interior da caldeira, acompanhado pela drenagem da lava através da Furna do Enxofre, uma ímpar caverna lávica que se admite fazer parte da principal conduta magmática do Vulcão Central. Com posição estratigráfica incerta relativamente à erupção do lago de lava, ocorreu a instalação de dois domos lávicos no flanco SW do vulcão. A actividade mais recente neste aparelho vulcânico está associada a duas erupções freatomagmáticas de pequena magnitude que originaram dois cones de tufos na base da caldeira. Na parte NW da ilha, e simultaneamente à génese da Unidade do Vulcão Central, começou a formar-se a Unidade de Vitória marcada por uma actividade essencialmente efusiva ou moderadamente explosiva, dos tipos havaiano e estromboliano, que gerou os extensos campos de escoadas lávicas basálticas e cones de escórias que presentemente constituem a parte ocidental da ilha e cobrem o topo da Serra Branca e da Serra Dormida. Provavelmente há menos de 2.000 anos ocorreu a última erupção, situada no topo da Serra Dormida, e que edificou o cone de escórias do Pico do Timão e gerou as espessas escoadas lávicas que fluíram até ao mar na zona da freguesia da Praia. A Graciosa, ao contrário das restantes ilhas do Grupo Central e da ilha de S. Miguel, não foi palco de qualquer erupção após o seu povoamento. Mesmo no que se refere à actividade vulcânica submarina, nenhum dos episódios conhecidos se situa nas proximidades da ilha. No entanto, a juventude de algumas formas vulcânicas, a sismicidade e a existência de emanações gasosas quer ao nível de fumarolas, quer ao nível de desgaseificação difusa através dos solos, demonstram a possibilidade de ocorrerem novas erupções associadas às unidades do Vulcão Central ou de Vitória.

5.5 Faial

5.5.1 Geomorfologia e tectónica A ilha do Faial desenvolve-se ao longo de um eixo de direcção aproximada WNW-ESE, com um comprimento e largura máximos de cerca de 21 km e de 14 km, respectivamente. Tem uma área de 170 km2 e é constituída por dois vulcões centrais e duas regiões dominadas por vulcanismo fissural basáltico (s.l.).

O somatório dos diversos acidentes tectónicos e edifícios vulcânicos gerou um relevo onde se individualizam quatro regiões com características geomorfológicas distintas (Madeira, 1998), designadamente o Graben de Pedro Miguel, o Vulcão Central, a Plataforma da Horta (também designada região Horta-Flamengos-Feteira) e a Península do Capelo. Estas regiões geomorfológicas coincidem aproximadamente com a expressão espacial dos quatro sistemas vulcânicos responsáveis pela edificação da ilha do Faial (Fig.29).

Fig 29 – Modelo tridimensional da ilha do Faial, onde se distinguem, esquematicamente, quatro regiões geomorfológicas: o Vulcão Central, o Graben de Pedro Miguel, a Plataforma da Horta e a Península do Capelo (Madeira, 1998). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

Graben de Pedro Miguel

Plataforma da Horta

Península do Capelo

Vulcão Central

A região do Vulcão Central (também designado Vulcão da Caldeira) é a estrutura mais proeminente da ilha e onde se localiza o ponto de cota mais elevada (1.043 m), ocupa a parte central da ilha e corresponde a um maciço vulcânico formado por um edifício poligenético, com cerca de 15 km de diâmetro ao nível do mar, truncado no topo por uma caldeira com um diâmetro médio de 2 km (Fig. 30, 31). No interior da caldeira encontra-se um pequeno cone que se eleva cerca de 40 m acima do fundo daquela estrutura. As vertentes do Vulcão da Caldeira apresentam declives suaves, sobre as quais se instalou uma rede de drenagem de padrão radial. A faixa litoral deste vulcão caracteriza-se por arribas rochosas, geralmente altas e com vales suspensos, em particular nas vertentes viradas a N e W. Nestas últimas, as arribas chegam aos 300 m de altura e prolongam-se, como arribas fósseis, pela região da Península do Capelo. O Graben de Pedro Miguel corresponde a uma região deprimida, dominada pelo sistema distensivo de falhas regionais de orientação WNW-ESE que condiciona todo o relevo desta área e onde se destacam importantes escarpas de falha. Nesta região encontra-se ainda a forma residual do antigo vulcão central da ribeirinha, actualmente muito erodido e severamente abatido pela acção do sistema distensivo do graben. A rede hidrográfica, na região do graben, apresenta-se pouco encaixada, com baixa densidade de drenagem e controlada pelo sistema de falhas. A faixa litoral caracteriza-se, a N, por falésias alcantiladas com cotas que variam entre os 50 e os 190 m, e a leste, apresenta-se muito irregular, com grandes variações de cota, que podem ultrapassar os 100 m, reflectindo um plano aproximadamente perpendicular ao sistema distensivo WNW-ESE. Na parte SE da ilha, a Plataforma da Horta é caracterizada por um relevo suave, com declives pouco acentuados e baixa altitude, onde se destacam alguns cones de escórias. Nesta região, a expressão morfológica das falhas distensivas WNW-ESE não é visível, pois encontra-se coberta por escoadas lávicas que formaram uma zona aplanada (Fig. 30). A rede de drenagem, na Plataforma da Horta, é praticamente inexistente (Coutinho, 2000) e a linha de costa é baixa e inclui algumas praias no sector E. A região da Península do Capelo localizada no extremo W da ilha é constituída por uma dorsal de cones de escórias, dispostos ao longo de um sistema de fissuras de orientação WNW-ESE, paralelo à do Graben de Pedro Miguel (Fig. 30). O relevo nesta região é dominado por estes cones e escoadas lávicas associadas, sendo os declives daí resultantes relativamente suaves. A rede hidrográfica é praticamente inexistente

devido à juventude de todo o sistema. A faixa litoral é geralmente baixa, embora, pontualmente, exceda os 100 m.

Figura 30 – Localização dos diversos centros eruptivos e principais estruturas tectónicas presentes na ilha do Faial (tectónica modificada de Madeira (1998)). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

Figura 31 – Vista da caldeira do Vulcão Central, onde se distingue (1) um pequeno cone e (2) a estrutura parcialmente destruída de um domo (fotografia de J. Pacheco). De entre as principais estruturas tectónicas da ilha do Faial (Fig. 30), destacam-se dois sistemas de falhas principais, de direcções gerais WNW-ESE e NNW-SSE a NW-SE (Agostinho, 1936; Berthois, 1953; Taziefff, 1959; Zbyszewski e Veiga Ferreira, 1959; Zbyszewski et al., 1959; Machado, 1955, 1982; Chovelon, 1982; Serralheiro et al., 1989; Madeira e Ribeiro, 1990, 1992; Madeira, 1991a; 1991b, 1998). O sistema de falhas dominante é o de orientação WNW-ESE, bem evidenciado pela série de escarpas de falha e patamares que se destacam na parte oriental da ilha. Na parte ocidental da ilha, a mais importante manifestação deste sistema é traduzida pelo alinhamento de cones de escórias entre o Cabeço dos Trinta e o Vulcão dos Capelinhos, que se dispõem ao longo de uma série de fracturas em échelon direito, materializando a Falha do Capelo. Esta falha é particularmente relevante no contexto do vulcanismo recente da ilha do Faial, em particular no que se refere às erupções históricas (Cabeço do Fogo em 1672 e Capelinhos em 1957/8), pois ambas se localizaram ao longo do seu eixo. Segundo Madeira (1998), este é um sistema distensivo com desligamento direito normal, estimando-se, para algumas falhas, componentes verticais máximos da ordem dos 200 m e horizontais de 168 m. Segundo

1 2

aquele autor, o slip rate neste sistema poderá ascender a 0,43 cm/ano, de acordo com o máximo estimado para a Falha da Rocha Vermelha.

5.5.2 Principais sistemas vulcânicos A vulcanoestratigrafia da ilha do Faial foi abordada por diversos autores (Zbyszewsky et al., 1959; Machado e Forjaz, 1968; Forjaz, 1977; Forjaz, 1980; Chovelon, 1982; Serralheiro et al. 1989; Madeira, 1998; Walker, não publicado). De acordo com a distribuição cronológica dos depósitos e as suas relações genéticas a vulcanoestratigrafia do Faial está, actualmente, organizada em quatro unidades geológicas principais (Fig. 32) que reflectem a história eruptiva da ilha (Pacheco, 2001): o Complexo Vulcânico da Ribeirinha; o Complexo Vulcânico dos Cedros; a Formação do Almoxarife; e a Formação do Capelo.

Figura 32 – Escala vulcanoestratigráfica da ilha do Faial, de acordo com Pacheco (2001).

O Complexo Vulcânico da Ribeirinha, data de há 800.000 anos (Férraud, 1977) e integra os produtos do mais antigo vulcão central do Faial, o Vulcão da Ribeirinha,

800.000 anos

Formação do Capelo

Grupo Inferior

Formação do Almoxarife

Complexo Vulcânico da

Ribeirinha

Com

plex

o V

ulcâ

nico

dos

Ced

ros

Grupo Superior

410.000 anos

16.000 anos

actualmente extinto. Esta unidade inclui predominantemente escoadas lávicas de natureza basáltica a benmoreítica, embora existam, igualmente alguns produtos de natureza traquítica associados a este complexo (Serralheiro et al., 1989). O Complexo Vulcânico dos Cedros, com uma idade superior a 410.000 anos (Baubron, 1981, in Serralheiro et al., 1989), engloba todos os produtos com origem no Vulcão da Caldeira. Esta unidade estratigráfica está dividida em dois grupos que correspondem a fases distintas da actividade do vulcão: O Grupo Inferior é o mais antigo e corresponde a uma fase em que a actividade do vulcão central produziu, predominantemente, lavas de natureza basáltica a benmoreítica (Serralheiro et al., 1989). Esta unidade inclui ainda dois domos traquíticos (Castelo Branco e Altar) e diversos depósitos de escórias associados aos cones adventícios instalados nos flancos do vulcão central, como o cone das Tronqueiras, o do Rinquim ou os cones do Alto da Baleia. O Grupo Superior, com uma idade de cerca de 16.000 anos, inclui a actividade eruptiva mais recente do vulcão central, caracterizada por erupções explosivas e depósitos pomíticos. A Formação do Almoxarife, situada estratigraficamente entre o Grupo Inferior e o Grupo Superior do Complexo Vulcânico dos Cedros, corresponde à actividade fissural da Plataforma da Horta. Esta unidade é formada predominantemente por depósitos de escórias basálticas (s.l.) dos cones que constituem a Plataforma da Horta, escoadas lávicas associadas e tufos hidromagmáticos. A Formação do Capelo é a mais jovem unidade desta escala e agrupa os depósitos do vulcanismo fissural predominantemente efusivo ou moderadamente explosivo, desenvolvido na Península do Capelo. Neste contexto, inclui depósitos de escórias, escoadas lávicas e tufos hidromagmáticos. É nesta formação que se incluem as erupções históricas de 1672/73 e 1957/58.

5.5.3 História eruptiva A ilha do Faial é a parte emersa de uma elevação com raiz submarina, formada pela acumulação de depósitos vulcânicos e assente sobre a Plataforma dos Açores. A actividade vulcânica associada ao desenvolvimento deste relevo foi inicialmente submarina, passou por uma fase emergente e actualmente é predominantemente subaérea. Os depósitos desta última fase constituem a actual cobertura da ilha, pelo

que os produtos das fases submarina e emergente não estão expostos entre as rochas aflorantes do Faial. Na verdade, as rochas mais antigas do Faial são escoadas lávicas subaéreas, do Complexo Vulcânico da Ribeirinha, com uma idade de 730.000±70.000 anos (Féraud, 1977), o que poderá dever-se aos fenómenos de subsidência promovidos pelo sistema distensivo que atravessa a ilha e que está na origem do Graben de Pedro Miguel. De acordo com a actual morfologia residual do Vulcão da Ribeirinha, o seu centro situar-se-ia no eixo do actual Graben de Pedro Miguel tendo-se desenvolvido então um vulcão em escudo, como o sugere a predominância de lavas associadas a este aparelho (Fig. 33 a, b). Admitindo que o sistema distensivo regional que corta o Faial já se encontrava activo há 800.000 anos, afigura-se como um cenário provável a coexistência de vulcanismo fissural. Numa fase seguinte, próximo da linha de costa da primitiva ilha do Vulcão da Ribeirinha, terá surgido um novo sistema vulcânico que viria a formar o actual Vulcão da Caldeira (Fig. 33 c, d). Neste local confluem diversas estruturas tectónicas, nomeadamente algumas falhas de orientação WNW-ESE, NNW-SSE e NE-SW, que se intersectam na região central do vulcão, apontando para um provável controlo estrutural dessa localização. O registo da fase inicial de formação do Vulcão da Caldeira não se encontra exposto, o que se explica pela subsidência desencadeada pelo sistema distensivo que atravessa a ilha. De facto, apenas afloram depósitos subaéreos, no entanto, atendendo à localização deste aparelho as suas primeiras erupções terão sido submarinas ou emergentes e só após este estádio se terá desenvolvido a fase subaérea. A transição entre estas duas fases ocorreu há mais de 410.000 anos, de acordo com a datação de lavas subaéreas, realizada por Baubron (1981, in Serralheiro et al., 1989). O registo geológico exposto mostra dois períodos distintos na história eruptiva do vulcão. O primeiro estendeu-se até há 16.000 anos (Pacheco, 2001) e caracterizou-se por actividade de natureza predominantemente efusiva e/ou de explosividade moderada, do tipo havaiana e/ou estromboliana, durante o qual as escoadas lávicas foram o principal produto eruptivo. Não obstante, a presença de alguns produtos evoluídos nesta sequência eruptiva aponta para a existência de uma câmara magmática. A evolução magmática, proporcionada por esta câmara, assumiu um papel determinante na definição dos estilos eruptivos que caracterizaram o segundo período da história eruptiva do Vulcão da Caldeira, correspondente aos últimos 16.000 anos.

Durante este período tiveram lugar, pelo menos, 13 erupções traquíticas ou benmoreíticas, explosivas, do tipo subpliniano, com origem na cratera central do vulcão. Estas erupções, denominadas C1 a C13 (da mais antiga para a mais recente) produziram depósitos pomíticos de queda, depósitos de surges, escoadas piroclásticas (ignimbritos) e foi no âmbito desta actividade que, há cerca de 1.600 anos, ocorreu um primeiro alargamento importante da cratera do vulcão, relacionado com o depósito C9 (Pacheco, 2001). A abertura da actual caldeira ocorreu há aproximadamente 1.200 anos, e está associada à erupção que deu origem ao depósito C11 tendo produzido as mais importantes escoadas piroclásticas e surges desta sequência eruptiva (Pacheco, 2001). Após a instalação dos dois vulcões centrais do Faial, teve início uma terceira fase construtiva no sector SE da ilha. Esta actividade iniciou-se no mar, com erupções subaquáticas, algumas emergentes, do que resultou um aumento da área emersa da ilha, com a formação da Plataforma da Horta (Fig. 33 e). O vulcanismo nesta região caracterizou-se por uma actividade fissural, orientada segundo a direcção do Graben de Pedro Miguel, e produziu diversos alinhamentos de cones. Esta actividade foi, num primeiro estádio, predominantemente hidromagmática, do tipo surtseiano. Com o aumento da área emersa da Plataforma da Horta foi assumindo maior importância a actividade magmática, efusiva ou de explosividade moderada, do tipo havaiano ou estromboliano. A última fase na definição da forma actual da ilha do Faial foi a edificação da Península do Capelo, no sector W da ilha (Fig. 33 f). Esta formação vulcânica desenvolveu-se sobre o flanco W do Vulcão da Caldeira, prolongando-se pela sua encosta subaquática, e contribuindo, deste modo, para o aumento da área emersa da ilha. O registo eruptivo recente desta região conta com 2 erupções históricas: a primeira decorreu entre 24 de Abril de 1672 e Fevereiro de 1673 (Machado, 1959d, 1962, 1967). Tratou-se de uma erupção com uma intensa actividade efusiva e algumas fases estrombolianas. O foco eruptivo inicial foi o Cabeço do Fogo, que produziu escoadas lávicas basálticas (s.l.) que chegaram ao mar nas costas N e S. Este foco manteve-se activo até Julho ou Agosto de 1672. Um segundo foco eruptivo a WNW do primeiro, designado por Pincarito, entrou em actividade a 25 de Abril de 1672 e manteve-se activo por 10 meses, até Fevereiro de 1673. As escoadas produzidas por este centro fluíram para N até ao mar. A segunda erupção histórica da ilha do Faial foi a dos Capelinhos, que decorreu entre 27 de Setembro de 1957 e 24 de Outubro de 1958, tendo sido extensamente documentada (Castello Branco et al., 1959; Zbyszewski e Veiga Ferreira, 1959;

Machado, 1958a, 1958b; 1959a; Machado et al., 1959; Waters e Fisher, 1971). Tratou-se de uma erupção litoral emergente que representa um exemplo clássico de actividade surtseiana, resultante da interacção entre magma basáltico ascendente e um corpo de água livre, no caso, água do mar, originando actividade explosiva. No decurso da erupção registaram-se distintas fases, com sucessivos períodos de construção e eventos de colapso do cone de tufos, produção e deposição, por vezes simultânea, de piroclastos de queda e surges, actividade magmática e hidromagmática simultâneas e diversos ciclos de actividade magmática, tanto efusiva como explosiva (Cole et al., 2001).

a b

c d

e f Figura 33 – Evolução esquemática das várias fases da edificação da ilha do Faial. (a) fase de actividade submarina e emergente do Vulcão da Ribeirinha; (b) desenvolvimento do edifício compósito subaéreo do Vulcão da Ribeirinha; (c) fase de actividade submarina e/ou emergente do Vulcão da Caldeira; (d) desenvolvimento do edifício compósito subaéreo do Vulcão da Caldeira; (e) instalação da Plataforma da Horta; (f) instalação da Península do Capelo (Pacheco, 2001).

5.6 Pico

5.6.1 Geomorfologia e tectónica Com uma área de 448 km2, o Pico é a segunda maior ilha do arquipélago dos Açores. Com uma forma alongada segundo a direcção ENE-WSW, apresenta um comprimento máximo de cerca de 50 km e uma largura de aproximadamente 16 km. A morfologia da ilha do Pico apresenta algumas características peculiares no contexto regional, podendo distinguir-se três domínios contrastantes (Cruz, 1997; Nunes, 1999; França, 2000): a Montanha do Pico, que domina todo o sector ocidental da ilha, o Planalto da Achada, que se alonga por toda a metade oriental, e, na costa S, numa posição sensivelmente mediana a este último, o Vulcão do Topo (Fig. 34).

Figura 34 – Modelo digital de terreno da ilha do Pico, com indicação das três unidades geomorfológicas: 1 – Montanha do Pico; 2 – Planalto da Achada; e 3 – Vulcão do Topo. Coordenadas U.T.M., zona 26S.

A Montanha do Pico corresponde a um vulcão central basáltico (s.l.) que atinge os 2351 m de altitude, o ponto mais alto de Portugal (Fig. 35). O edifício vulcânico pode ser dividido em dois troços principais, de acordo com o declive dos flancos: um troço inferior, até cerca dos 1.200 m de altitude, em que o declive médio é da ordem de 16º,

1

3

2

e, a maior altitude, um troço superior em que o declive médio varia entre 30º a 35º, embora nalguns locais seja superior a 60º. No topo, a cerca dos 2.250 m de altitude, o cone do vulcão central termina numa cratera semicircular, com cerca de 550 m de diâmetro, e parcialmente limitada, nos bordos W e S, por paredes com uma altura máxima de 30 m. A partir desta cratera terminal ergue-se um cone lávico, com cerca de 125 m de altura, denominado de Piquinho. Nos flancos da Montanha do Pico podem observar-se cones vulcânicos adventícios, de escórias ou de spatter, relacionados quer com estruturas tectónicas regionais, quer com acidentes de relevância meramente local. Igualmente no flanco S da Montanha é possível observar uma ruptura de declive bem marcada, aos 2.050 m de altitude, que sugere a existência de uma cratera mais antiga, actualmente preenchida por escoadas lávicas.

Figura 35 – Vista aérea da Montanha do Pico (fotografia de J. Pacheco). O Planalto da Achada, assim designado desde os trabalhos pioneiros de Zbyszewski et al. (1962), corresponde a um alinhamento de cones de escórias, de spatters e de fissuras eruptivas, de orientação geral WNW-ESE, que se desenvolve desde o bordo E da Montanha do Pico até à extremidade oriental da ilha (Fig. 36). Morfologicamente, expressa-se por um topo aplanado, com uma largura máxima de aproximadamente 11 km, e em que a altitude vai progressivamente diminuindo para E, delimitada a N e a S por vertentes bastante declivosas. Por seu turno, na extremidade oriental, o Planalto da

Achada é limitado por vertentes com inclinação menos acentuada. Os cones vulcânicos, num número aproximado de cerca de 170 centros (Nunes, 1999), distribuem-se predominantemente numa posição mediana ao Planalto. O Vulcão do Topo apresenta uma altitude máxima de 1022 m, e corresponde a um vulcão em escudo, com uma área aproximada de 18 km2 (Nunes, 1999). No flanco E deste vulcão observam-se duas importantes depressões, Terras Chãs e Santa Bárbara, que alguns autores classificam como os vestígios de antigas caldeiras ou crateras vulcânicas, parcialmente limitadas por acidentes estruturais. Contudo, pelo menos no caso da depressão de Santa Bárbara, investigações ulteriores sugerem uma génese relacionada com a ocorrência de movimentos de massa de grande dimensão. O litoral é predominantemente primário, com alguns troços secundarizados na metade oriental da ilha. A forma e tipologia do litoral reflectem a assimetria entre os sectores ocidental e oriental: na primeira destas áreas a costa é formada por arribas baixas, que em geral não ultrapassam os 10 m a 20 m de altura, embora possam atingir o valor máximo de 50 m. Por seu turno, na região oriental da ilha, que corresponde predominantemente ao Planalto da Achada, a altitude máxima atingida pelas arribas litorais é da ordem dos 400 m. As principais famílias de estruturas tectónicas na ilha do Pico apresentam orientações gerais WNW-ESE, NNW-SSE e NE-SW (Madeira, 1998; Nunes, 1999; França, 2000) (Fig. 36). Os acidentes tectónicos dominantes pertencem à primeira destas famílias e, predominantemente, correspondem a desligamentos direitos normais (Madeira, 1998). Por seu turno, os acidentes de orientação geral NNW-SSE, são os menos frequentes na ilha do Pico e, na sua maioria, correspondem a desligamentos esquerdos com componente de movimentação normal (Madeira 1998). As estruturas NW-SE parecem corresponder essencialmente a acidentes radiais aos vulcões central da Montanha do Pico e em escudo do Topo, embora possam denotar uma movimentação normal, associada a uma componente de desligamento (Nunes, 1999).

Figura 36 – Principais estruturas vulcano-tectónicas da ilha do Pico (adaptado de Madeira, 1998; e Nunes et al., 1999a). Coordenadas U.T.M., zona 26S.

5.6.2 Principais sistemas vulcânicos Com base num trabalho de cartografia geológica de grande pormenor, foram delimitadas na ilha do Pico três unidades vulcânicas principais (Cruz, 1997; Nunes, 1999; França, 2000; Nunes et al., 1999b). A constatação de que a actividade vulcânica responsável pela edificação dos vários Complexos cartografados foi em longos períodos simultânea, motivou a adopção de uma escala estratigráfica com três colunas paralelas (Fig. 37).

C.V. da Montanha C.V. São Roque - Piedade C.V. Topo - Lajes

Uni

dade

Sup

erio

r

Sub-Unidade Superior

(erupções históricas)

Uni

dade

Sup

erio

r

Sub-Unidade Superior

(erupções históricas)

Sub-Unidade Inferior

(1.000 anos BP)

Sub-Unidade Inferior

(1.000 anos BP)

Sub-Unidade Superior

(1.500 anos BP)

Sub-Unidade Superior

(2.000 anos BP)

Uni

dade

In

term

édia

Sub-Unidade Intermédia

(5.000 anos BP)

Uni

dade

In

term

édia

Sub-Unidade Intermédia

(10.000 anos BP)

Unidade Superior

(10.000 anos BP)

Sub-Unidade Inferior

(40.000 anos BP)

Sub-Unidade Inferior

(50.000 anos BP)

Unidade Intermédia

(30.000 anos BP)

Unidade Inferior

(240.000 anos BP?)

Unidade Inferior

(230.000 anos BP)

Unidade Inferior

(30.000 anos BP)

Figura 37 – Escala vulcanoestratigráfica da ilha do Pico (adaptado de Nunes, 1999; França, 2000).

O Complexo Vulcânico Topo - Lajes localiza-se na costa S da ilha e corresponde à unidade estratigráfica mais antiga da ilha do Pico. Na base é representado por depósitos associados à edificação do vulcão em escudo do Topo, com cerca de 300.000 anos de idade, que são posteriormente sobrepostos por formações geológicas mais recentes incluídas em unidades superiores deste Complexo.

Os materiais emitidos nos alinhamentos vulcânicos de orientação WNW-ESE que dominam o sector oriental da ilha, que correspondem ao Planalto da Achada, originaram o denominado Complexo Vulcânico São Roque - Piedade. O vulcanismo nesta unidade é predominantemente fissural basáltico (s.l.) e as formações mais antigas datam de há cerca de 230.000 anos.

O Complexo Vulcânico da Montanha agrega todos os produtos emitidos a partir do vulcão central com o mesmo nome, assim como pelos cones secundários espalhados pelos flancos desta estrutura, e corresponde à unidade com maior área aflorante na ilha.

5.6.3 História eruptiva A instalação do Complexo Vulcânico Topo - Lajes iniciou-se há cerca de 300.000 anos, com a emissão de sucessivas escoadas lávicas no topo da estrutura vulcânica, que originou uma sequência com várias centenas de metros de espessura. A actividade vulcânica terá sido nesta fase eminentemente do tipo havaiano e prolongou-se até há cerca de 30.000 a 35.000 anos (Nunes, 1999). Após esta fase, a actividade vulcânica

passou a ter lugar em cones secundários, nos flancos da estrutura principal, e terá cessado há cerca de 5.000 anos.

Paralelamente, há cerca de 230.000 anos, ter-se-á iniciado a fase subaérea de edificação do Complexo Vulcânico São Roque - Piedade, com sucessivas erupções em cones de escórias, de spatter e em fissuras eruptivas, que originaram a emissão de numerosas escoadas lávicas, predominantemente do tipo aa (Nunes, 1999). A actividade vulcânica prosseguiu até tempos históricos, quando teve lugar a erupção histórica de 1562/64 que originou o localmente designado Mistério da Prainha (Cruz et al., 1995).

A edificação do vulcão central da Montanha do Pico resultou, quer de erupções no topo desta estrutura, predominantemente do tipo havaiano, com emissão de abundantes escoadas lávicas pahoehoe, quer de actividade vulcânica secundária em cones adventícios localizados nos flancos do cone principal, em especial nas vertentes W e E (Nunes, 1999). Esta actividade secundária ocorreu predominantemente em cones de escórias, associados a actividade do tipo estromboliano.

Não obstante a inexistência de datações absolutas que permitam determinar a idade das formações mais antigas do Complexo Vulcânico da Montanha, Nunes (1999) estimou que o troço subaéreo ter-se-á edificado desde há cerca de 240.000 anos. As evidências geomorfológicas e vulcanológicas permitem inferir a existência de pelo menos três fases no decurso desta edificação: uma fase mais antiga, que originou uma cratera terminal aos 2.050 m de altitude, seguida de uma fase em que o vulcão central continuou o seu crescimento, embora numa posição ligeiramente mais a NE, culminando na formação de uma nova cratera, a cerca dos 2.250 m de altitude. Finalmente, a terceira fase associa-se, predominantemente, à formação do Piquinho e à actividade de uma fissura eruptiva observável no fundo da cratera. Datações de 14C permitiram datar de 1.700 anos BP e 1.300 anos B.P. lavas respeitantes, respectivamente, às últimas duas fases de evolução da Montanha do Pico.

A actividade vulcânica mais recente no Complexo Vulcânico da Montanha está associada às erupções históricas de 1718 (Santa Luzia e São João) e de 1720 (Silveira).

5.7 São Jorge

5.7.1 Geomorfologia e tectónica

A ilha de S. Jorge possui uma forma alongada segundo a direcção WNW-ESE, apresentando um comprimento máximo de 55 km e uma largura aproximada de 7 km, ocupando uma área da ordem dos 246 km2. O ponto mais elevado situa-se no Pico da Esperança com uma altitude de 1.053 m. Sob o ponto de vista geomorfológico esta ilha apresenta duas unidades: a Região Ocidental e a Região Oriental. A transição entre ambas é assinalada pela vertente escarpada e desgastada, de provável origem tectónica, atribuída à existência da Falha da Ribeira Seca (Madeira, 1998) (Fig. 38).

Figura 38 – Modelo digital de terreno da ilha de S. Jorge, com indicação das duas unidades geomorfológicas. 1 – Região Ocidental; 2 – Região Ocidental. Coordenadas U.T.M., zona 26S.

A Região Ocidental abrange toda a área desde a Ponta dos Rosais até à Ribeira Seca e é caracterizada por uma zona axial de direcção principal WNW-ESE definida pela presença de alinhamentos de cones de escórias (Fig. 39), de onde diverge um segmento de orientação próxima de E-W, definido a partir do Pico do Carvão até Santo Amaro. No sector mais ocidental desta região os cones de escórias apresentam uma morfologia mais desgastada. O litoral exibe arribas escarpadas com alturas variáveis entre os 100 e os 400 m, exceptuando-se os locais formados por fajãs lávicas e detríticas.

1

2

Figura 39 – Principais estruturas vulcano-tectónicas da ilha de S. Jorge (adaptado de Madeira, 1998). Coordenadas U.T.M., zona 26S. A Região Oriental estende-se desde a Ribeira Seca até à Ponta do Topo e apresenta uma morfologia mais degradada, com um reduzido número de cones de escórias pouco preservados, sobressaindo as arribas escarpadas que chegam atingir alturas próximas dos 900 m. Correspondendo ao sector mais antigo da ilha. A tectónica da ilha de S. Jorge foi analisada de forma detalhada por Madeira (1998). As principais estruturas tectónicas identificadas apresentam a direcção regional WNW-ESE (Fig. 39) e movimentação direita normal. Este sistema surge em quase toda a ilha sendo mais evidente ao longo das cristas vulcânicas da Região Ocidental (zona de Falha dos Picos e segmento dos Picos), apresentando segmentos com vários km de extensão. Nalguns locais estas falhas manifestam tendência para rodar para a direcção próxima de E-W, tal como expresso no alinhamento de alguns cones de escórias e escarpas de falha (zona de Falha do Pico do Carvão). Também o traçado das linhas de costa NE e SW parece estar condicionado pela direcção tectónica WNW-ESE. A direcção NNW-SSW, conjugada da anterior, é menos importante e apresenta movimentação esquerda normal. O acidente mais significativo com esta direcção é a falha da Ribeira Seca. Também os segmentos rectilíneos de várias ribeiras, alguns de direcção próxima de N-S, sugerem o controlo estrutural desta família.

5.7.2 Principais Sistemas Vulcânicos

Madeira (1998), tendo por base trabalhos anteriores (e.g. Machado e Forjaz, 1968; Forjaz e Fernandes, 1970; Forjaz et al., 1970), redefiniu a vulcanoestratigrafia da ilha, considerando três unidades geológicas principais, da mais antiga para a mais recente: o Complexo Vulcânico do Topo; o Complexo Vulcânico dos Rosais; e o Complexo Vulcânico de Manadas.

O Complexo Vulcânico do Topo é a unidade geológica mais antiga e engloba todos os produtos vulcânicos que edificaram a Região Oriental, Corresponde a uma sucessão de escoadas lávicas subaéreas de natureza basáltica (s.l.), produzidas em resultado de vulcanismo fissural, formada desde há cerca de 550.000 anos até há pouco mais de 100.000 anos (Madeira, 1998).

O Complexo Vulcânico dos Rosais integra os produtos vulcânicos que constituem o substrato da metade ocidental da ilha. Tal como o complexo anterior, apresenta sucessões de escoadas lávicas subaéreas basálticas (s.l.). Os centros emissores existentes distribuem-se ao longo da zona axial de orientação WNW-ESE e apresentam na sua maioria formas degradadas e/ou suavisadas. Não existem dados que permitam delimitar temporalmente a formação deste complexo vulcânico não sendo possível, de acordo com Madeira (1998) observar o contacto entre os seus produtos e os do Complexo Vulcânico do Topo. No entanto, a melhor preservação da morfologia dos centros eruptivos indica que a sua actividade vulcânica se terá mantido até um período mais recente.

O Complexo Vulcânico de Manadas é o mais recente, de idade Holocénica, e os seus produtos encontram-se sobrepostos aos dos complexos vulcânicos mais antigos. A actividade eruptiva tem-se desenvolvido com particular incidência entre o Pico das Caldeirinhas e a zona da Ribeira Seca, predominantemente ao logo da direcção tectónica WNW-ESE, verificando-se, contudo, também alguns alinhamentos de centros emissores segundo a direcção NNW-SSE. Esta unidade integra ainda alguns episódios vulcânicos submarinos, hidromagmáticos, do tipo surteseiano, que originaram os cones de tufos do Morro do Lemos e do Morro Grande das Velas. Nesta unidade estão incluídas as erupções históricas de 1580, 1808 e o provável episódio submarino de 1964 (Madeira, 1998).

5.7.3 História Eruptiva Tal como as restantes ilhas do arquipélago a história eruptiva da ilha de S. Jorge terá sido marcada inicialmente por uma fase de actividade vulcânica submarina da qual praticamente não existem actualmente vestígios. Ao longo da sua actividade subaérea os seus sistemas vulcânicos exibiram um vulcanismo essencialmente basáltico (s.l.), associado a erupções fissurais efusivas, havaianas, a moderadamente explosivas, estrombolianas. As rochas mais antigas da ilha de S. Jorge que actualmente se encontram expostas datam de há 550.000±60 anos (Feraud et al., 1980) e situam-se na base do Complexo Vulcânico do Topo. Durante o seu período de actividade as características da actividade eruptiva deste sistema vulcânico ter-se-ão mantido mais ou menos constantes, caracterizado por erupções basálticas fissurais. As rochas mais recentes neste complexo apresentam idades ligeiramente superiores a 100.000 anos (Feraud et al., 1980). Possivelmente durante a edificação do Complexo Vulcânico do Topo, ou já após a sua extinção, a actividade vulcânica terá migrado para NW dando origem a um novo sistema vulcânico, de características eruptivas semelhantes ao anterior, cujos materiais constituem o Complexo Vulcânico do Rosais. Não existem dados que permitam delimitar temporalmente a formação deste complexo mas a melhor preservação da morfologia dos centros eruptivos mais recentes aponta para uma actividade vulcânica que se terá mantido até um período não muito distante. A fase mais recente da história eruptiva da ilha de S. Jorge encontra-se inserida no Complexo Vulcânico de Manadas. Mantendo as mesmas características eruptivas dos sistemas vulcânicos anteriores, este novo sistema vulcânico apresenta um o início da actividade incerto, mas muito provavelmente já Holocénico. Este sistema vulcânico desenvolve-se principalmente na zona central da ilha ao longo das direcções WNW-ESE e E-W, sobrepondo os seus produtos vulcânicos aos dos complexos mais antigos, contribuindo modestamente para o aumento da área emersa da ilha pela edificação de alguns cones submarinos e fajã lávicas. As erupções vulcânicas históricas subaéreas na ilha de S. Jorge foram do tipo fissural, basálticas (s.l.), ambas com a particularidade de no seu decurso se ter verificado a invulgar ocorrência, neste tipo estilo actividade eruptiva, de fenómenos semelhantes a escoadas piroclásticas (nuvens de gases e cinzas) responsáveis pelas vítimas mortais registadas. Várias ilhas vizinhas foram afectadas pela queda de cinzas.

A erupção de 1580, relatada por Frutuoso (1591), iniciou-se a 1 de Maio com o surgimento de dois focos eruptivos nas proximidades de Santo Amaro, migrando para leste no mesmo dia sobre a zona da Queimada e depois para a Ribeira do Nabo. A actividade vulcânica terá durado aproximadamente 4 meses terminando no mês de Agosto. Durante este período foram emitidas grandes quantidades de cinzas e de escoadas lávicas que atingiram o mar. Cerca de 15 pessoas perderam a vida ao serem atingidas por nuvens de gases e cinzas. A erupção de 1808, descrita por Silveira (1808), iniciou-se também a 1 de Maio localizando-se os centros emissores a N da Urzelina. A actividade eruptiva foi inicialmente marcada por forte explosividade envolvendo a formação de espessas nuvens de cinzas e a efusão de algumas escoadas lávicas. Os centros emissores migraram sucessivamente para W a 4 e 11 de Maio, para a zona Entre Ribeiras e Areias de Santo Amaro, respectivamente. A 17 de Maio a actividade foi reactivada nos focos eruptivos iniciais, sendo nesta fase produzidas importantes escoadas lávicas e geradas nuvens de gases e cinzas que provocaram mais de 30 vítimas mortais. A actividade eruptiva terá cessado no dia 10 de Junho. A ocorrência de uma erupção vulcânica submarina em 1964 ao largo de Velas é deduzida a partir da percepção pela população de cheiros sulfurosos na vila de Velas, que terão sido trazidos por ventos de W, não tendo, contudo, sido observado qualquer fenómeno vulcânico no mar. Este episódio registou-se durante o período de actividade sísmica que afectou a ilha de S. Jorge entre 15 e 24 de Fevereiro de 1964.

5.8 Flores

5.8.1 Geomorfologia e tectónica A ilha das Flores abrange uma área de cerca de 143 km2, apresentando um ligeiro alongamento segundo a direcção N-S, com um comprimento máximo de cerca de 16 km e uma largura de 12 km (Fig. 40). A sua altitude máxima é de 915 m, no Morro Alto.

Figura 40 – Esboço vulcano-tectónico da ilha das Flores (adaptado de Azevedo, 1999; Gaspar et al., 1999). Coordenadas U.T.M., zona 25S. Do ponto de vista geomorfológico, identificam-se duas zonas com características distintas (Azevedo, 1999): o Maciço Central, que abrange o Plateau Central e as zonas

periféricas adjacentes; e a Orla Periférica, que inclui as zonas de escarpa costeira, as arribas fósseis e as plataformas de sopé adjacentes. Outra estrutura geomorfológica que marca a topografia da ilha é um amplo vale com direcção aproximada ESE-WNW, designado por Vale das Lajes ou da Boca da Baleia, que Azevedo (1999) designa por vale-graben. O Plateau Central corresponde à região mais alta da ilha, limitada grosso modo entre a curva de nível dos 500 m e a cota de 915 m. Nesta região encontram-se diversas formas vulcânicas bem preservadas (Fig. 40), geologicamente jovens, como cones de escórias e crateras resultantes de erupções hidromagmáticas e freáticas. Algumas destas crateras e cones de escórias alojam lagoas no seu interior. Observam-se, ainda, vestígios de antigas caldeiras (Azevedo, 1999), espessas escoadas lávicas, chaminés e filões. Do nível do mar até à cota dos 300 m é possível distinguir indícios de diversos terraços de abrasão marinha e níveis de deposição marinha (Azevedo e Portugal Ferreira, 1996; Zbyszewsky et al., 1968), alguns a cotas superiores a 100 m. Neste domínio destaca-se a plataforma do aeroporto como uma forma de relevo resultante da abrasão marinha. Em resultado destes processos abrasivos, o relevo vulcânico, exterior ao Plateau Central, encontra-se muito degradado e por vezes completamente erodido. No domínio da Orla Periférica importa distinguir as arribas fósseis, algumas constituídas por imponentes escarpas, por vezes com mais de 600 m de altura, e as arribas costeiras, também geralmente altas e alcantiladas. No que se refere à orla costeira, a ilha é caracterizada por um litoral predominantemente escarpado, com arribas que chegam a ultrapassar 500 m de altura na costa W (Rocha do Risco) e mais de 260 m na costa E (Cedros). São poucos os locais da ilha onde a costa é baixa. Apenas algumas zonas da costa de Santa Cruz das Flores, Fajãzinha, Fajã Grande e algumas fajãs de menor dimensão se constituem como excepções. Embora a acção da erosão marinha seja evidente, através de processos semelhantes aos que Borges (2003) estudou para outras ilhas do arquipélago, há que referir o controlo tectónico na forma da costa N da ilha e no sector S (Azevedo, 1999). As costas NE e SW também parecem ser condicionadas pela acção de fracturas verticais e sub-verticais com orientação aproximadamente NE-SW. As estruturas tectónicas presentes na ilha das Flores (Fig. 40) sugerem uma história com diversas fases, diferente da dos Grupos Central e Oriental (Azevedo, 1999).

Actualmente distinguem-se, na ilha, três famílias principais de falhas e filões (Azevedo, 1999; Gaspar et al., 1999b): estruturas com direcções entre N30º-40ºW, as quais prolongam-se para domínios submarinos e exercem um claro controlo na morfologia actual da ilha; estruturas com direcções entre N15º-30ºE, cuja maioria possui natureza vertical a sub-vertical e apresenta reduzida extensão. A irregularidade da orla costeira NE e SW e o traçado de algumas linhas de água são condicionados pela presença destas estruturas; estruturas com direcção N-S, as quais exercem um importante controlo na distribuição de determinados centros vulcânicos e na implantação dos respectivos produtos, nomeadamente no sector N da ilha, apesar da sua expressão estar subordinada à das famílias anteriores. No domínio da neotectónica, Azevedo (1999) sugere o provável prolongamento ou a actuação directa de falhas transformantes da CMA na ilha das Flores.

5.8.2 Principais sistemas vulcânicos Com uma idade superior a 2 Ma., o registo geológico da ilha das Flores consta de uma sucessão de produtos vulcânicos e depósitos sedimentares resultantes de episódios de transgressão e regressão do nível das águas do mar, organizados, segundo critérios geocronológicos e vulcanológicos, nas seguintes unidades geológicas (Fig. 41), da mais antiga para a mais recente (Azevedo, 1999): Complexo de Base (CB), onde se incluem todas as formações e estruturas vulcânicas resultantes da actividade vulcânica submarina e emergente. Esta unidade ocupa, naturalmente, os níveis vulcanoestratigráficos inferiores e aflora maioritariamente na orla costeira, sobretudo na base das escarpas costeiras e recuadas, principalmente nos sectores SW e NE da ilha. Este Complexo é subdividido em Complexo de Base Superior e Complexo de Base Inferior. As rochas do Complexo de Base consistem essencialmente em depósitos vulcaniclásticos, brechas e tufos, afectados por palagonitização intensa e profusa. Complexo Superior (CS), onde se incluem todas as formações e estruturas vulcânicas resultantes do vulcanismo subaéreo, ocupa os níveis estratigráficos intermédios e superiores da ilha, preenchendo todo o Plateau Central e prolongando-se até à linha de

costa, onde ocupa entre 60% a 70% da orla periférica da ilha. O Complexo Superior é subdividido em três unidades: Complexo Superior 1 (CS1), Complexo Superior 2 (CS2) e o Complexo Superior 3 (CS3).

Complexo Unidade Subunidade Idade (Ma)

Com

plex

o S

uper

ior (

CS

)

Superior - CS3 Depósitos hidromagmáticos e freáticos - H

0,002

Cones de escórias - G 0,003

Intermédio - CS2 Havaítos intermédios - F 0,22 Basaltos intermédios - E 0,4

Inferior - CS1

Benmoreítos - traquitos inferiores - D

0,55

Havaítos - mugearitos inferiores - C

Basaltos - havaítos inferiores - B

Basaltos inferiores - A 0,67

Com

plex

o de

Bas

e (C

B)

Superior - CB1

Brechas e tufos palagonitizados -a

0,70 - 0,80

Basaltos e havaítos palagonitizados - b 1,0 - 1,5

Brechas palagonitizadas - c ≡ 1,8

Inferior - CB2 Basaltos palagonitizados - d 2,0 - 2,2 Depósitos vulcaniclásticos palagonitizados - e

Figura 41 – Escala vulcanoestratigráfica para a ilha das Flores, de acordo com (Azevedo, 2006).

5.8.3 História eruptiva A génese da ilha das Flores, à semelhança das restantes ilhas do arquipélago dos Açores, resulta de intensa actividade vulcânica submarina. Inicialmente terão ocorrido episódios eminentemente efusivos condicionados por elevadas pressões hidrostáticas, superiores ao limite crítico (Pressure Level Compensation, Fisher (1984)). Seguiu-se uma actividade vulcânica designada por Azevedo (1999) de proto-insular e que incluiu uma alternância de episódios efusivos e explosivos. As formações do Complexo de Base exibem fácies vulcaniclásticas e parecem corresponder à fase terminal do vulcanismo proto-insular e ao início da fase emergente. A informação actualmente existente não permite maior detalhe para esta fase da evolução da ilha.

Não obstante, Azevedo (1999) recorrendo à informação disponível ao nível da vulcanoestratigrafia, evidências tectonoestruturais e sequência de “registos”, estabelece 4 fases para a evolução vulcano-tectónica das Flores, desde há 1 Ma: Entre 1Ma a 0,55 Ma a actividade vulcânica foi muito intensa, predominantemente explosiva e correspondente à transição da proto-ilha para o período de formação da ilha. Durante esta fase ocorreram importantes movimentos verticais (uplift) com amplitude superior a 100 m. A conjugação destes movimentos com uma regressão marinha poderão explicar a ocorrência do Complexo de Base 400 m acima do nível do mar. De 0,55 Ma a 0,4 Ma a actividade vulcânica inclui a parte final do Complexo de Base superior e início do Complexo Superior. Caracteriza-se pela volumosa extrusão de lavas a partir de três grandes centros vulcânicos, a que se seguiu um período de quiescência. Ao uplift da fase anterior seguiu-se um processo de subsidência, eventualmente provocado pelas grandes quantidades de material extruído durante a primeira fase do Complexo Superior, de que resultou o colapso da parte central da ilha e a formação de caldeiras. Entre 0,4 Ma a 0,2 Ma ocorreu o último grande episódio eruptivo da ilha. Embora não se tenham observado movimentos tectónicos significativos, admite-se a formação de domos lávicos associados a esta actividade eruptiva. A última fase surge após um longo período de calma (0,2 Ma até cerca de 0,004 Ma) e terá sido um episódio breve mas muito explosivo (vulcanismo estromboliano e freatomagmático ~0,003 Ma), do qual terão resultado muitas das actuais estruturas vulcânicas bem preservadas.

5.9 Corvo

5.9.1 Geomorfologia e tectónica A ilha do Corvo, com uma superfície de 17,1 km2, é a que apresenta a menor área de entre todas ilhas do arquipélago, sendo consideravelmente menor do que as restantes. Alongada segundo a direcção N-S, possui um comprimento máximo de 6,3 km e uma largura máxima de 4 km. Do ponto de vista geomorfológico, a ilha do Corvo apresenta

duas unidades distintas (Zbyszewski et al., 1967) (Fig. 42, 43): o Vulcão Central; e a fajã lávica de Vila Nova do Corvo.

Figura 42 – Modelo digital de terreno da ilha do Corvo com as zonas fisiográficas consideradas: 1 – Vulcão Central; 2 – Fajã lávica de Vila Nova do Corvo. Coordenadas U.T.M., zona 25S.

1

2

O Vulcão Central domina grande parte da superfície emersa da ilha e culmina numa caldeira de consideráveis dimensões, face às do vulcão em que se insere. Este facto deve-se principalmente à circunstância de este maciço se encontrar muito desmontado pela erosão. Com efeito, este edifício vulcânico apresenta um perfil bastante assimétrico, uma vez que os flancos virados a N e NW estão fortemente erodidos devido à acção do mar, ao contrário dos restantes que se mostram mais suaves (Fig. 43, 44). O aspecto geral da orla costeira é resultado do constante desmonte provocado pela forte erosão marinha, pelo que a discrepância observada nas alturas das arribas entre os sectores W e E deve-se ao facto da acção erosiva ter maior incidência no primeiro sector.

A depressão existente no cimo do Vulcão Central, o Caldeirão, apresenta uma cumeeira de contorno, grosso modo, elíptico com aproximadamente 2,3 km por 1,9 km de dimensão e um desnível médio na ordem dos 300 m (Fig. 45). O fenómeno de erosão marinha, mencionado anteriormente, associado à acção das águas de escorrência superficial são os principais responsáveis pelo notório rebaixamento do bordo W e NW do Caldeirão (Fig. 44). Em termos de altitude, a ilha apresenta valores relativamente elevados, tendo em conta a sua reduzida dimensão, e é precisamente no Estreitinho, no bordo S da caldeira, que atinge o valor máximo aos 720 m.

Figura 43 – Vista aérea da ilha do Corvo onde é possível visualizar a assimetria existente entre os flancos dos quadrantes W e E do vulcão e as duas unidades geomorfológicas distintas (fotografia de N. Wallenstein).

Figura 44 – Vista aérea sobre o Caldeirão, onde se pode observar o rebaixamento do bordo W em relação ao bordo E, e as arribas abruptas talhadas pela erosão marinha (fotografia de N. Wallenstein). No interior do Caldeirão existem duas pequenas lagoas permanentes, com uma área total de cerca de 200 m2, e vários charcos temporários, assoreados pelos sedimentos e vegetação transportada por escorrência superficial (Azevedo et. al., 2004). No interior das lagoas, e ao seu redor, encontram-se pequenas elevações que formam penínsulas ou ilhotas e que correspondem a pequenos cones de escórias e corpos filoneanos (Wallenstein et al., 2003; Azevedo et al, 2004). Nas vertentes do Vulcão Central, voltadas para os quadrantes S e SE pontuam diversos cones de escórias ainda relativamente bem preservados (Fig. 45). Mais a S, imediatamente a N de Vila Nova do Corvo, encontram-se três cones de escórias: Coroa do Pico, Morro da Fonte e Coroínha, os quais apresentam formas em ferradura, alongadas, com excepção da Coroa do Pico que possui uma forma arredondada. As lavas emitidas pelo cone do Morro da Fonte estão na origem da formação da fajã lávica de Vila Nova do Corvo (França et al., 2002) que corresponde a uma zona mais

aplanada que se estende sobre o mar e sobre a qual se encontra edificado o único aglomerado populacional da ilha. Pelo facto de se localizar a W da Crista Média Atlântica, na placa litosférica Norte Americana, a ilha do Corvo está inserida num contexto geodinâmico mais estável que o restante arquipélago. Deste modo, as estruturas tectónicas observadas não apresentam evidências de actividade recente, não deixando, contudo, de constituir planos de fraqueza estrutural, sendo possível observar-se um conjunto significativo de falhas e filões. A tectónica da ilha está fortemente condicionada pela presença da CMA, pelo que a família de falhas com maior expressão materializa a direcção N-S, observando-se também as direcções estruturais NNW-SSE e NE-SW (Fig. 45). Uma intensa rede de filões surge, quer nas arribas, com maior incidência nos sectores W, SW e NE, quer sob a forma de relevos de resistência no interior da ilha, nomeadamente na arriba fóssil sobre Vila Nova do Corvo e na encosta NE do Vulcão Central. Algumas das estruturas tectónicas condicionam a implantação das linhas de água, sobretudo nos sectores NE e E da ilha, onde estas são mais encaixadas, aproveitando os planos de fraqueza estrutural. A rede de drenagem apresenta um padrão radial centrífugo (França et al., 2002).

Figura 45 – Esboço vulcano-tectónico tectónico da ilha do Corvo (modificado de Dias, 2001). Coordenadas U.T.M., zona 25S.

5.9.2 Principais sistemas vulcânicos Do ponto de vista geológico, a ilha do Corvo apresenta uma importante diversidade de tipos de produtos vulcânicos, o que evidencia a existência de diferentes estilos de actividade no decurso da sua história eruptiva, nomeadamente surtseiano, havaiano/estromboliano e subpliniano. Dias (2001) estudou detalhadamente a geologia da ilha e, no que concerne à sua estratigrafia, considerou a existência de duas unidades principais: o Complexo Base e o Complexo Superior e respectivas sub-unidades (Fig. 46). O Complexo Base inclui todas as formações e estruturas vulcânicas originadas pela actividade submarina emergente associada, predominantemente, a actividade do tipo surtseiano. Estas formações são constituídas maioritariamente por piroclastos submarinos (tufos, na sua maioria) e encontram-se essencialmente na base das arribas costeiras. De salientar que em alguns locais, nomeadamente nas arribas W, N e NE, estas formações são intensamente cortadas por filões pertencentes ao Complexo Superior. O Complexo Superior compreende as formações e estruturas vulcânicas resultantes da actividade vulcânica subaérea e está dividido em duas unidades: Complexo Superior 1 (CS1) e Complexo Superior 2 (CS2) e, estes por sua vez, em duas e quatro sub-unidades, respectivamente. O CS1 representa a primeira fase do vulcanismo insular, caracterizado por apresentar um estilo variável entre o efusivo e o explosivo. No geral, esta unidade é formada por sucessões de lavas intercaladas com níveis piroclásticos, associados também a depósitos do tipo lahars. Esta unidade está dividida em duas sub-unidades: basaltos inferiores e basaltos-havaítos inferiores. A sub-unidade dos basaltos inferiores é constituída por sucessões de escoadas lávicas de cor escura, de espessura variável, intercaladas com níveis piroclásticos grosseiros, em geral com elevado grau de alteração. Surgem, essencialmente, a meio das arribas costeiras e em alguns locais nas bases das arribas. As sucessões de escoadas lávicas dos basaltos-havaítos inferiores, afloram no bordo da fajã lávica de Vila Nova do Corvo, observando-se a sua continuação para o interior da ilha em aforamentos nos leitos de algumas ribeiras, bem como na generalidade das arribas, à excepção da arriba NE.

Intercalados entre as formações efusivas dos Complexos CS1 e CS2 afloram depósitos piroclásticos associados ao Vulcão Central, cobrindo extensas áreas, nomeadamente os sectores adjacentes ao centro emissor. As formações que compõem o CS2 ocupam mais de 90% da superfície da ilha. A maioria dos afloramentos localiza-se no Caldeirão e na sua periferia, uma vez que é este o seu principal centro emissor. A unidade é formada por quatro sub-unidades: basaltos superiores, basaltos-havaítos superiores, basaltos porfiríticos e depósitos piroclásticos. Os basaltos superiores ocupam o topo das arribas costeiras, excepto a S da Coroa do Pico, onde se localizam num nível intermédio e consistem em sucessões de escoadas intercaladas com níveis piroclásticos, na sua maioria médios a grosseiros, embora ocorram por vezes piroclastos finos. Os basaltos-havaítos superiores correspondem a séries de escoadas, localmente intercaladas com níveis piroclásticos. Ocupam uma extensa área, em especial no centro da ilha e na fajã lávica de Vila Nova do Corvo. Os basaltos porfiríticos são sequências lávicas, pontualmente intercaladas por piroclastos de granulometria variada. Afloram em diversos locais, designadamente em locais de maior altitude, como o Estreitinho e o Morro dos Homens. A cobrir parte dos depósitos do Vulcão Central no sector S, estão os depósitos piroclásticos associados a centros emissores secundários e de implantação mais recente, como é o caso dos cones de escórias da Coroínha, Morro da Fonte e Coroa do Pico.

Figura 46 – Escala vulcanoestratigráfica para a ilha do Corvo (adaptado de Dias, 2001).

5.9.3 História eruptiva A história eruptiva da ilha do Corvo resume-se a quatro importantes períodos:

Formação da proto-ilha, constituída essencialmente por um vulcão em escudo resultado de vulcanismo, inicialmente, submarino que sucessivamente deu lugar a vulcanismo subaéreo. Esta fase é demonstrada pela presença de formações piroclásticas submarinas, visíveis na base de muitas das arribas; Fase explosiva, com formação de inúmeros depósitos piroclásticos, observáveis principalmente nas arribas ocidentais; Fase novamente efusiva e filoneana corroborada pela densa rede de filões e por espessas escoadas lávicas; Formação de uma câmara magmática, com desenvolvimento do vulcão central onde, para além das erupções terminais, ocorreram nos seus flancos erupções secundárias, dando origem a cones de escórias, tais como o Morro da Fonte e Coroa do Pico. A formação do reservatório magmático conduziu a um vulcanismo evoluído, altamente explosivo, do tipo pliniano a sub-pliniano, associado ao colapso do Vulcão Central e do qual resultou o Caldeirão. Esta actividade é comprovada pela presença de sequências pomíticas de queda e de fluxo e de blocos sieníticos dispersos em leitos de ribeira e em depósitos do tipo lahars (França et al., 2002; Cruz et al., 2002).

6 Manifestações secundárias de vulcanismo

6.1 Actividade hidrotermal No arquipélago dos Açores, à semelhança de outras regiões do mundo com vulcanismo activo, existem muitas nascentes de águas minerais associadas a sistemas vulcânicos ou indiciando a existência de sistemas hidrotermais. Embora algumas emergências tenham desaparecido na sequência de sismos intensos, ou devido a movimentos de massa, actualmente estão georreferenciadas no arquipélago 112 captações que incluem nascentes, fumarolas, poços e furos (HYDROVULC - base de dados hidrogeológicos do CVARG) - (Fig. 47).

Figura 47 – Localização das emergências de águas minerais no arquipélago dos Açores (adaptado de Cruz et al. 2010). As águas termais e frias ricas em CO2 estão essencialmente associadas a vulcões quaternários activos, como em S. Miguel, Terceira, Faial e Graciosa, ou vulcões centrais pré-quaternários onde os depósitos se encontram mais alterados, como se verifica na ilha das Flores (Cruz et al., 1999; Cruz e França, 2006; Costa, 2007; Freire, 2007; Cruz et al., 2010). As nascentes frias localizadas nas ilhas do Pico e de S. Jorge estão relacionadas com o vulcão central, no primeiro caso, e com a zona fissural, no segundo (Cruz e França, 2006). No caso do Faial existe um furo e uma nascente que estão relacionados com a zona fissural da Península do Capelo. De acordo com as análises físico-químicas realizadas nas águas minerais dos Açores, resumidas no diagrama de Piper representado na Fig. 48, podem identificar-se quatro grupos de águas: (1) bicarbonatadas sódicas (Na-HCO3) e bicarbonatadas cloretadas sódicas (Na-HCO3-Cl); (2) cloretadas sódicas (Na-Cl); (3) sulfatadas sódicas (Na-SO4) e (4) intermédias (Na-SO4-Cl-HCO3 e Na-SO4-HCO3-Cl). Os grupos 1 e 2 brotam de sistemas aquíferos de altitude, englobam águas frias, termais (27ºC a 75ºC) e fumarolas (~93ºC), têm uma origem meteórica e evoluem quimicamente graças à absorção de voláteis (CO2) de origem magmática e à lixiviação das rochas, podendo também observar-se mistura entre águas frias e termais.

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Ca Na HCO3 Cl

Mg SO4

Figura 48 – Projecção em diagrama de Piper da composição química das águas minerais dos Açores (triângulos - águas termais; quadrados - águas frias; adaptado de Cruz e França, 2006) O grupo 3 corresponde a águas sulfatadas sódicas, provenientes de fumarolas ácidas (pH 2,02 a 2,27) alimentadas por aquíferos aquecidos por vapor. O grupo 4 representa as nascentes pertencentes ao aquífero de base, cujas águas reflectem mistura com a água do mar, absorção de voláteis magmáticos, lixiviação das rochas e mistura com água de origem hidrotermal. Estas águas são aproveitadas para consumo humano (Lombadas e Magnificat, em S. Miguel) para fins lúdicos e terapêuticos (Furnas, Caldeiras da Ribeira Grande e Ferraria, em S. Miguel; Carapacho, na Graciosa e Varadouro no Faial) e para a produção de energia (Centrais Geotérmicas do Pico Vermelho e do Cachaço-Lombadas, no flanco N do Vulcão do Fogo em S. Miguel, e proximamente na ilha Terceira).

6.2 Actividade fumarólica e desgaseificação difusa Exceptuando-se as ilhas de Santa Maria e do Corvo, nas restantes ilhas do arquipélago dos Açores são conhecidas diversas manifestações de desgaseificação sob a forma de

fumarolas, quando focalizadas, ou de nascentes frias e zonas de desgaseificação, quando difusas. Verifica-se também a existência de alguns campos de desgaseificação submarinos, associados ao prolongamento de sistemas vulcânicos terrestres ou a estruturas vulcano-tectónicas submarinas (Ferreira, 1994; Ferreira et a.l, 2005; Viveiros, 2003) A actividade fumarólica está principalmente relacionada com a presença em profundidade de reservatórios hidrotermais, associados aos vulcões centrais activos. Este tipo de emanações gasosas está presente na ilha de S. Miguel, nos vulcões do Fogo (Caldeira Velha e Caldeiras de Ribeira Grande) e das Furnas (caldeiras da Lagoa e da freguesia das Furnas), na Ilha Terceira, no Vulcão do Pico Alto (Furnas do Enxofre), na ilha Graciosa, no Vulcão da Caldeira (Furna do Enxofre) e na ilha do Pico, Vulcão da Montanha (Piquinho). As fumarolas são de baixa temperatura estando a temperatura máxima dos pontos de emissão de vapor condicionada pelo valor de ebulição da água às diferentes altitudes, não ultrapassando, como tal, os 100 ºC. Do ponto de vista químico o vapor de água é o componente predominante da fase gasosa dos vários campos fumarólicos. O CO2 é o principal gás medido na fracção seca, atingindo percentagens molares superiores a 94%, estando presentes outros gases como H2S, H2, CH4, N2, O2, Ar e He (Ferreira e Oskarsson, 1999; Ferreira et al., 2005; Jean-Baptiste et al., 2009). As emissões gasosas que constituem a desgaseificação difusa caracterizam-se por ocorrerem de forma lenta, contínua e imperceptível através da superfície dos vários sistemas vulcânicos, surgindo como auréolas de anomalias geoquímicas e térmicas nos solos envolventes aos campos fumarólicos e/ou associadas a zonas de fractura (Viveiros, 2003; Silva, 2006; Viveiros et al., 2008). Neste tipo de emanação os gases mais comuns são os não reactivos destacando-se o CO2 e o 222Rn. Algumas das zonas de desgaseificação difusa mais significativas dos Açores são a associada ao campo fumarólico da freguesia das Furnas (ilha de S. Miguel), pela sua extensão e intensidade, e a da Furna do Enxofre (ilha Graciosa), pela particularidade de ocorrer no interior de uma caverna lávica de grandes dimensões, pelo que a concentração de CO2 no ar atmosférico atinge por vezes valores letais.

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