Estratigrafia sísmica da plataforma continental ao largo da …repositorio.ul.pt/bitstream/10451/35675/1/ulfc121888_tm... · 2019. 3. 29. · geologia estrutural, que ajudaram bastante

2018

UNIVERSIDADE DE LISBOA

FACULDADE DE CIÊNCIAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Estratigrafia sísmica da plataforma continental ao largo da

cadeia da Arrábida – contributo para o conhecimento da

evolução pós-miocénica

André Vinhas da Costa

Mestrado em Geologia

Especialização em Geologia Estrutural

Dissertação orientada por:

Professor Doutor Nuno Pimentel

Doutora Aurora Rodrigues

ii

“No Universo… Nada é permanente, tudo se transforma…”

(Hermes Trismegisto)

Aos meus pais…

iii

AGRADECIMENTOS

A elaboração do presente trabalho representa o culminar de mais um ciclo do meu percurso

formativo e académico, possibilitando-me a conclusão do mestrado em Geologia, na especialidade

de Geologia Estrutural, pela Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa.

No entanto, esta última etapa não teria sido possível sem o apoio de colegas, amigos e

familiares, pelo que gostaria de deixar umas palavras de apreço.

Primeiramente gostaria de agradecer ao Instituto Hidrográfico, na pessoa do seu Diretor-

Geral Contra-Almirante Carlos Manuel da Costa Ventura Soares, instituição onde desenvolvo a

minha atividade profissional, por me ter possibilitado a oportunidade de desenvolver este estudo

usufruindo da informação adquirida em várias campanhas realizadas no âmbito do projeto SEPLAT

(financiado pelo MDN).

Ao Professor Doutor Nuno Lamas Pimentel (Departamento de Geologia – Faculdade de

Ciências da Universidade de Lisboa), meu orientador, que desde o início demonstrou interesse no

trabalho e disponibilidade para me orientar. As suas sugestões e questões pertinentes contribuíram

de forma determinante para a apresentação do trabalho final.

À Doutora Aurora Rodrigues (Instituto Hidrográfico – Divisão de Geologia Marinha),

minha coorientadora, pelo apoio e incentivo, não só para concluir mais este ciclo, mas pela

motivação, gosto e despertar da curiosidade por esta área de trabalho.

A ambos, agradeço as discussões, as quais denomino como “tertúlias geológicas”, que me

obrigaram a refletir sobre vários assuntos.

Ao Professor Doutor João Cabral (Departamento de Geologia da FCUL) pelo acesso a

bibliografia sobre Neotectónica.

Ao Professor Doutor Pedro Proença e Cunha (Departamento de Ciências da Terra da

Faculdade de Ciências e Tecnologia da Universidade de Coimbra) pelo acesso a bibliografia e

discussão sobre algumas questões que surgiram sobre trabalhos de sua autoria.

À Doutora Marta Neres (IDL da FCUL e IPMA – Divisão de Geologia Marinha) pelos

esclarecimentos sobre os trabalhos realizados ao largo da plataforma continental entre o Cabo Raso

e Cabo Espichel, e a permissão para utilizar o mapa de anomalias magnéticas.

Ao meu amigo Doutor Noel Moreira (Universidade de Évora) pelas discussões sobre

geologia estrutural, que ajudaram bastante na compreensão de alguns conceitos “estruturalistas”.

A todos os colegas da Divisão de Geologia Marinha do Instituto Hidrográfico, que me

ajudaram e apoiaram, de uma forma ou outra, a concretizar este trabalho. Sem desprimor por

ninguém, gostaria de salientar os seguintes:

- Raquel Melo, Nuno Lapa e Sandra Moreira, meus colegas e companheiros de gabinete,

pelas sugestões e ajuda sempre que precisei, mas acima de tudo pelas conversas que me

possibilitavam desanuviar;

- Laura Reis, pela revisão do texto onde são abordados conceitos e parâmetros físicos de

sísmica de reflexão;

- Catarina Fradique e João Oliveira (os “Massudos do Caniçal”), Sandra Silva e Milton

Cabral que, desde o início, me deram o seu apoio para levar esta etapa até ao fim;

Um agradecimento a todas as guarnições dos navios hidrográficos pela dedicação e

empenho durante as campanhas de aquisição de dados.

Agradeço aos meus pais, pelo apoio incondicional ao longo da minha vida. No fundo, são

eles os responsáveis por ter chegado a este patamar.

Aos meus amigos e familiares por me ajudarem a ultrapassar as fases menos boas.

Por fim, mas muito importante, à minha querida Inês, companheira e esposa, que sempre

esteve presente, com muita paciência e compreensão, pelas noites e fins-de-semana passados a

trabalhar, dando-me força para levar até ao fim esta “aventura”, sem nunca me ter deixado desistir.

A todos o meu agradecimento.

iv

RESUMO

Classificada como um exemplo típico de margem continental passiva, a margem continental

oeste ibérica desde os anos 70 e 80 do século XX tem vindo a ser objeto dos mais variados estudos,

tendo em vista o conhecimento dos processos que estiveram na sua origem, bem como aqueles que,

ao longo dos tempos, a modificaram até ao presente. A interação entre os processos de geodinâmica

interna e externa, nas suas mais variadas vertentes e escalas temporais, tem sido uma das áreas de

investigação onde se tem investido mais esforço, dadas as implicações para a sociedade.

A plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida, compreendida entre o Cabo

Espichel e o delta de vazante do rio Sado, culminando o seu bordo na vertente Norte do Canhão de

Setúbal, é a área que se explora na presente dissertação, cujo principal objetivo consiste na descrição

da estrutura dos andares estruturais superiores da plataforma continental, contribuindo para o

conhecimento da evolução deste setor da plataforma continental portuguesa, em especial no período

pós-miocénico.

Como metodologia de trabalho, foram analisadas 23 linhas de reflexão sísmica de alta

resolução, cuja interpretação sismo-estratigráfica serviu de base ao estabelecimento do modelo

evolutivo dos níveis superiores da plataforma.

Os resultados obtidos apontam para uma coluna sismo-estratigráfica composta por 3

sequências sísmicas distintas (SR, S1 e S2), delimitadas por diferentes refletores, onde se destaca o

refletor UMG (?), o qual separa as sequências mais antigas (SR e S1) da mais recente (S2) e, que

materializa uma superfície de expressão regional, com natureza erosiva interpretada como

representando os processos associados ao Último Máximo Glaciar ocorrido há 18 000 a 20 000 anos.

As estruturas de deformação que afetam as sequências mais antigas (SR e S1) foram

interpretadas como estruturas antigas, herdadas do soco varisco e reativadas num contexto

geodinâmico de inversão tectónica mais recente (Miocénico e pó-Miocénico). Não foi identificada

nenhuma estrutura afetando a sequência mais recente (S2).

O estudo da distribuição desta sequência, realizado através da elaboração de um mapa de

espessuras verticais, mostra uma tendência geral de aumento da espessura em direção ao quadrante

W da área, encontrando-se as mais espessuras sempre junto a costa.

O modelo de evolução para este setor, estabelecido apenas a partir da interpretação

realizada, indica que a sequência sísmica mais antiga (SR), correspondendo ao substrato rochoso,

está fortemente afetada por estruturas tectónicas, herdadas de ciclos anteriores e reativadas em

regime compressivo que, controlaram a formação de uma grande depressão tectónica no setor mais

ocidental da plataforma, alinhada com a direção do Canhão de Sesimbra. Posteriormente, esta

depressão foi preenchida por consecutivos depósitos sedimentares (representados pelas unidades

sísmicas que compõem a sequência S1), como resultado da tectónica ativa e das várias oscilações

eustáticas que afetaram a margem neste período. Os depósitos sedimentares que se encontram

expressos pelas unidades sísmicas que compõem a sequência sísmica S2, ilustram a evolução mais

recente do nível médio do mar (NMM), referente aos últimos 18 000 a 20 000 anos, altura do Último

Máximo Glaciar. A sequência encontra-se depositada sobre uma superfície de aplanação de

expressão regional (refletor UMG (?)), que trunca todas as unidades mais antigas, geradas antes

daquele período. As 3 unidades sísmicas da sequência S2 foram depositadas nas 3 principais fases

de subida do NMM, interrompidas por períodos em que o NMM se manteve estabilizado ou desceu.

Com base neste modelo, foi proposta uma reconstituição da localização da linha de costa

dos principais períodos de estabilização, de forma a identificar alguns dos processos de

fornecimento de partículas (essencialmente erosão e colapso de vertentes e processos de deriva

litoral, na zona costeira).

Palavras-chave: Plataforma continental, Arrábida, Último Máximo Glaciar, sismo-

estratigrafia, estruturas de deformação, cobertura sedimentar, reflexão sísmica.

v

ABSTRACT

The West Iberian continental margin has been the subject of several studies since the 70s

and 80s of the 20th century, not only addressing the processes that are at its origin, but also those

that, over time, have modified it up to the present. Such studies have resulted in the classification as

a typical example of a passive continental margin. Given the implications for society, the interaction

between internal and external geodynamic processes, in its most varied aspects and temporal scales,

has been one of the research areas where considerable effort has been placed.

The area covered by the present dissertation spans the continental shelf adjacent to the

Arrábida chain, between Cabo Espichel and Sado river delta, with its edge in the northern slope of

Canhão de Setúbal. The main objective of this work is to describe the structure of the upper

structural intervals of the continental shelf, contributing to increase the knowledge about the

evolution of this important sector, especially in the post-Miocene period.

As a working methodology, 23 high resolution seismic lines were analyzed, and its seismic-

stratigraphic interpretation served as the basis for establishing the evolutionary model of the upper

levels of the shelf.

The results obtained show that the seismic-stratigraphic column comprises 3 distinct seismic

sequences (SR, S1 and S2) that are delimited by different reflectors. From these, the UMG (?)

reflector stands out. UMG separates the oldest seismic sequences (SR and S1 ) from the most recent

one (S2), and also materializes an area of regional expression, with its erosive nature interpreted as

representing the processes associated with the Last Maximum Glacier, which has occurred 18,000

to 20,000 years ago.

The deformation structures affecting the older sequences (SR and S1) were interpreted as

old structures, inherited from the Variscan bedrock, later reactivated during the Miocene tectonic

inverssion. No structure was identified that affects the most recent sequence (S2).

Study of this sequence distribution, carried through the elaboration of a vertical thickness

maps, shows thickness increasing towards the W quadrant of the area, and next to coast.

The evolutionary model for this sector, established only from the performed interpretation,

indicates that the oldest seismic sequence (SR), corresponding to the bedrock, is strongly affected

by tectonic structures inherited from previous events and reactivated in a compressive regime. This

structural grain controlled the formation of a great tectonic depression in the most western sector of

the platform, aligned with the direction of the Sesimbra Canyon.

Later, this depression was filled by consecutive sedimentary deposits (represented by the

seismic units that make up the sequence S1), as a result of the active tectonics and the various

eustatic oscillations that affected the margin during this period. The sedimentary deposits

represented by the seismic units of sequence S2, illustrate the most recent evolution of the mean sea

level (NMM), during the last 18,000 to 20,000 years, at the height of the Last Glacial Maximum.

The sequence is deposited over a flat surface of regional expression (UMG reflector (?)), which

truncates all the underlying generated before that period. The 3 seismic units of the S2 sequence

were deposited in the 3 main NMM rise phases, interrupted for periods when the NMM remained

stable or declined.

Based on this model, a reconstruction of the coastline location of the main stabilization

periods was proposed, in order to identify some of the particle supply processes (mainly erosion and

collapse of slopes and coastal drift processes in the coastal zone).

Keywords: Continental shelf, Arrábida, Last Glacier Maximum, earthquake-stratigraphy,

deformation structures, sedimentary cover, seismic reflection.

vi

ÍNDICE

AGRADECIMENTOS ........................................................................................................................ III

RESUMO ............................................................................................................................................. IV

ABSTRACT .......................................................................................................................................... V

ÍNDICE ................................................................................................................................................ VI

LISTA DE ABREVIATURAS ......................................................................................................... XII

1. ENQUADRAMENTO DO TRABALHO ......................................................................................13 1.1. Introdução ...............................................................................................................................13 1.2. Objetivos e estruturação da dissertação ..................................................................................13 1.3. Enquadramento da área de estudo ...........................................................................................14

1.3.1. Enquadramento geográfico ............................................................................................ 14 1.3.2. Enquadramento geológico .............................................................................................. 14

Bacia Lusitaniana (BL) .................................................................................................. 14 Inversão miocénica e a edificação da Cadeia da Arrábida ............................................. 17 Contexto tectónico na transição Neogénico - Quaternário ............................................. 18

1.4. Cadeia orogénica da Arrábida .................................................................................................20 1.4.1. Estado de arte ................................................................................................................. 20 1.4.2. Estrutura orogénica ........................................................................................................ 21 1.4.3. Litoestratigrafia .............................................................................................................. 22

1.5. Plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida ..........................................................23 1.5.1. Caraterísticas gerais ....................................................................................................... 23 1.5.2. Litoestratigrafia do setor imerso .................................................................................... 26

1.6. Enquadramento oceanográfico ................................................................................................27 1.7. Sismicidade .............................................................................................................................28

2. DADOS E MÉTODOS ....................................................................................................................30 2.1. Conceitos gerais de sísmica de reflexão monocanal de alta resolução ...................................30

2.1.1. Ondas elásticas ............................................................................................................... 30 2.1.2. Princípio de Huygens ..................................................................................................... 31 2.1.3. Lei de Snell .................................................................................................................... 32 2.1.4. Impedância acústica e Coeficiente de Reflexão ............................................................. 33 2.1.5. Resolução ....................................................................................................................... 33

2.2. Origem, aquisição e processamento dos dados .......................................................................35 2.2.1. Aquisição de reflexão sísmica de alta resolução – sistema Boomer .............................. 35 2.2.2. Processamento de dados ................................................................................................. 36

2.3. Estratigrafia sísmica – metodologia ........................................................................................37 3. ANÁLISE SISMO-ESTRATIGRÁFICA ......................................................................................40

3.1. Descrição das sequências sísmicas .........................................................................................40 3.1.1. Sequência sísmica SR – substrato rochoso .................................................................... 40 3.1.2. Sequência sísmica S1 ..................................................................................................... 41

A. Unidade sísmica S1U1 ................................................................................................... 41 B. Unidade sísmica S1U2 ................................................................................................... 41 C. Unidade sísmica S1U3 ................................................................................................... 41 D. Unidade sísmica S1U4 ................................................................................................... 42

3.1.3. Sequência sísmica S2 ..................................................................................................... 42 A. Unidade sísmica S2U1 ................................................................................................... 42 B. Unidade sísmica S2U2 ................................................................................................... 42 C. Unidade sísmica S2U3 ................................................................................................... 43

3.2. Estruturas identificadas na plataforma continental .................................................................48

vii

3.2.1. Estruturas de deformação dúctil ..................................................................................... 48 3.2.2. Estruturas de deformação frágil ..................................................................................... 48

3.3. Síntese da interpretação sismo-estratigráfica ..........................................................................55 4. MODELO EVOLUTIVO ...............................................................................................................57

4.1. Evolução pós-miocénica .........................................................................................................57 4.2. Evolução recente (Quaternário recente – Holocénico) ...........................................................63

4.2.1. A evolução pós-glaciária da plataforma continental portuguesa: breve síntese ............. 63 4.2.2. Distribuição da cobertura sedimentar da plataforma ...................................................... 64 4.2.3. Evolução da linha de costa e sequência sísmica S2 ....................................................... 67

4.3. Síntese da evolução do setor ...................................................................................................71 5. CONSIDERAÇÕES FINAIS .........................................................................................................72

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .............................................................................................. 74

ANEXOS .............................................................................................................................................. 80

FIGURAS

Figura 1.1 – Mapa da margem continental portuguesa do sector estudado e localização da área de

interesse (retângulo a vermelho) (MDT extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/). ............... 14

Figura 1.2 – Coluna litoestratigráfica da Bacia Lusitaniana incluindo os principais eventos geodinâmicos

e ciclos transgressivos e regressivos (adaptado de Pimentel & Reis, 2016). ........................................ 16

Figura 1.3 – Enquadramento geotectónico da Bacia Lusitianiana e de outras bacias da MOI. Definição

dos sectores segundo (1) Rocha & Soares (1984) e (2) Ribeiro et al. (1996b) (adaptado de Kullberg et

al., 2006). .............................................................................................................................................. 17

Figura 1.4 – Mapa tectónico da Arrábida. Seta a negro representa a direção da compressão máxima

durante a inversão miocénica. A vermelho a localização do Anticlinal do Formosinho (adaptado de

Kullberg, M.C. et al., 2000). ................................................................................................................. 18

Figura 1.5 – Quadro das unidades cenozoicas da Bacia do Baixo Tejo (adaptado de Pais et al., 2013). A

vermelho encontra-se assinalado as duas fases do evento tectónico descrito em Calvo et al. (1993). . 19

Figura 1.6 – Excerto da carta neotectónica de Portugal, na escala 1: 1 000 000, com a localização das

estruturas activas na região envolvente à área de estudo (adaptado de Ribeiro & Cabral, 1988). ........ 20

Figura 1.7 – Mapa geológico da região da Cadeia Orogénica da Arrábida, na escala 1:20 000, publicado

por Choffat em 1908.............................................................................................................................. 21

Figura 1.8 – Mapa com a localização das principais estruturas geológicas presentes na região da Cadeia

Orogénica da Arrábida. Em (A) esquema ilustrativo do estilo de tectónica pelicular (thin-skinned

tectonics) que caracteriza a elevação de toda a cadeia da Arrábida (adaptado de Pfiffner, 2017). (MDT

batimétrico extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/, altimétrico extraído de

http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/). ........................................................................................................... 22

Figura 1.9 – Carta geológica de Portugal, na escala 1:50000, folha 38-B (Setúbal) e respetiva legenda.

............................................................................................................................................................... 24

Figura 1.10 – Mapa de declives obtido no software ArcGis (ESRI) através da interpolação da superfície

batimétrica (ver também em Anexo 1). ................................................................................................. 25

Figura 1.11 – Perfis topográficos P1, P3 e P6 do fundo marinho atual e em (A) a localização dos perfis.

............................................................................................................................................................... 25

Figura 1.12 – Excerto da Carta Geológica de Portugal, na escala 1: 500 000, folha sul, onde se observa

a cartografia das unidades geológicas imersas na área de estudo, assim como as estruturas geológicas

cartografadas. ........................................................................................................................................ 26

Figura 1.13 – Excerto da carta de sedimentos superficiais da plataforma continental, na escala 1:150

000, folha SED5, Cabo da Roca ao Cabo de Sines (IH, 2005), onde se observa a distribuição dos

depósitos sedimentares que cobrem a plataforma continental da área de interesse. ............................. 27

viii

Figura 1.14 – Mapa sismo-estratigráfico elaborado por Brito (2009) com a cartografia das unidades

sísmicas identificadas por este autor na zona do delta de vazante do rio Sado e zonas costeiras da serra

da Arrábida e península de Tróia........................................................................................................... 27

Figura 1.15 – Distribuição espacial da sismicidade ocorrida, entre 1961 e 2009, em Portugal Continental

e margem atlântica. A vermelho localização da área de interesse (adaptado de Bezzeghoud et al., 2013).

............................................................................................................................................................... 28

Figura 2.1 – Representação da propagação de uma onda compressiva do tipo P, onde é representado o

movimento das partículas que constituem o meio de propagação (adaptado de Mondol, 2010). ......... 30

Figura 2.2 – Comportamento elástico representado por uma sinusoidal e os parâmetros que a

caracterizam. ......................................................................................................................................... 31

Figura 2.3 – Representação da frente de onda no sistema dimensional espaço-tempo. (adaptado de

Sheriff, 1995). ....................................................................................................................................... 32

Figura 2.4 – Esquema ilustrativo das direções de onda refletida e refratada geradas a partir de uma onda

P incidente. (adaptado de Mondol, 2010). ............................................................................................. 32

Figura 2.5 – Gráfico do impulso da placa Boomer. (adaptado de Applied Acoustic Engineering, 2003).

............................................................................................................................................................... 34

Figura 2.6 – Representação da primeira zona de Fresnel de uma onda. (adaptado de McQuillin et al.,

1984)...................................................................................................................................................... 34

Figura 2.7 – Localização das linhas sísmicas adquiridas na plataforma continental a sul da cadeia da

Arrábida e utilizadas para a realização da interpretação sismo-estratigráfica (ver também em Anexo 1).

............................................................................................................................................................... 35

Figura 2.8 – Esquema de uma sequência deposicional idealizada. Limites definidos pelas superfícies A

e B (a vermelho) (adaptado de Roque, 2007). ....................................................................................... 38

Figura 2.9 – Tipos de terminações das reflexões e interpretação geológica (adaptado de Roque, 2007).

............................................................................................................................................................... 38

Figura 2.10 – Configurações internas e progradantes dos refletores e ambientes relacionados (adaptado

de Roque, 2007). ................................................................................................................................... 39

Figura 3.1 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais sequências e

unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Em A metade da linha sísmica da zona ocidental

e em B metade referente à zona oriental da área de interesse. Localização da linha sísmica na Figura 2.7

(ver também em Anexo 1e 2). ............................................................................................................... 44


unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver

também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 45



também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 45



também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 46



também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 46



também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 47

ix



também em Anexo 1 e 2). ..................................................................................................................... 47

Figura 3.8 – Cartografia das estruturas geológicas de deformação identificadas no decorrer da

interpretação sismo-estratigráfica dos dados utilizados (ver também em Anexo 1). ............................ 48

Figura 3.9 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais estruturas

geológicas (F1 e D1) e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em

Anexo 1 e 2). ......................................................................................................................................... 49

Figura 3.10 – Linha sísmica 170315LINE6 interpretada com identificação do plano axial PA1 de D1 e

sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ....... 49

Figura 3.11 – Linha sísmica 170315LINE7 interpretada com identificação da falha F1 e sequências

sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). ......................... 49

Figura 3.12 – (A) Localização da linha sísmica multicanal GSI-47 (verde), (B) Interpretação sismo-

estratigráfica das principais estruturas geológicas de deformação frágil (F1, F2 e F3 a amarelo) e a

vermelho com transparência a presença de um eventual corpo ígneo. A linha roxa a tracejado indica o

limite do comprimento de gravação dos dados utilizados obtidos com o sistema Boomer (figuras

adaptadas de Brito (2009) exceto interpretação). .................................................................................. 50

Figura 3.13 – Excerto da linha sísmica 160129LINE1 interpretada com identificação das falhas F2 e F3

e sequências sísmicas. A vermelho transparente o provável corpo ígneo identificado. Localização da

linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2). .................................................................. 51

Figura 3.14 – Excerto da carta de anomalias reduzidas ao polo (vectorizada), na escala 1:50000, da zona

sul do Cabo Espichel (adaptado de Silva Azevedo, 1992). ................................................................... 52

Figura 3.15 – Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao polo apresentado por Neres et al. (2016), em

(A) ampliação da zona de interesse onde se identifica uma anomalia magnética no Cabo Espichel. ... 52

Figura 3.16 – Excerto da linha sísmica 0503011LINE35 interpretada com identificação da falha F4 e


Figura 3.17 – Excerto da linha sísmica 170314LINE3 interpretada com identificação da falha FA’e




Figura 3.19 – Linha sísmica 160126LINE6 interpretada com identificação da falha provável F6 e


Figura 3.20 – Coluna sismo-estratigráfica das sequências sísmicas identificadas. ............................... 56

Figura 4.1 – Localização aproximada dos talvegues dos canais que constituiriam o paleovale do CS

obtida através da interpretação das linhas sísmicas utilizadas (ver também em Anexo 1). .................. 58

Figura 4.2 – Cartografia da localização dos talvegues e estruturas geológicas segundo Boillot et al.

(1974). Localização das falhas F4 e F5 projetadas sobre a presente cartografia. .................................. 59

Figura 4.3 – Coluna crono-lito-estratigráfica da sondagem de Belverde (localização: 38º 35’ 34,1” N; 9º

8’ 24,7”W), realizada entre Março e Dezembro de 2001, com destaque para as formações classificadas

como pertencentes ao Miocénico superior e Pliocénico. A seta a vermelho indica a discordância entre o

Pliocénico e o Miocénico superior (adaptado de Pais et al., 2003). ...................................................... 59

Figura 4.4 – Mapa dos movimentos verticais neotectónicos de Portugal Continental, acumulados

aproximadamente nos últimos 3 M.a., e elaborado com base no levantamento de terraços marinhos e

encaixe de redes hidrográficas. As isolinhas referentes aos movimentos encontram-se em centenas de

metros. Destaque para a região da área de estudo (adaptado de Cabral, 2012). .................................... 61

Figura 4.5 – Curva da variação do nível do mar nos últimos 30 M.a., com destaque para a posição relativa

do nível médio do mar há cerca de 3 M.a., 60 m acima do nível atual (adaptado de Haq et al., 1984). 61

x

Figura 4.6 – Projeções estereográficas das medições de paleocorrentes em formações pliocénicas na

Península de Setúbal com direção geral de 225º (indicação seta negra) (adaptado de Azevedo, 1982).

............................................................................................................................................................... 62

Figura 4.7 – Posição da frente polar no Atlântico Norte como consequências das oscilações climatéricas

que se fizeram sentir nos últimos 20000 anos (adaptado de Ruddiman & McIntyre, 1981). ................ 63

Figura 4.8 – Curva de variação do nível do mar para a plataforma continental setentrional portuguesa

desde o Último Máximo Glaciar (UMG) (adaptado de Dias et al., 1997). ........................................... 64

Figura 4.9 – Mapa com projeção da superfície referente ao levantamento batimétrico (multifeixe) na

escala de cinzas, cartografia da rocha aflorante (polígonos laranjas) e a área utilizada como fronteira

para a elaboração do mapa de espessura (polígono de linha encarnada). .............................................. 65

Figura 4.10 – Mapa da espessura da cobertura sedimentar (sequência sísmica S2 total) em milissegundos

tempo duplo (ms td), (A) ampliação do mapa da espessura da cobertura sedimentar recente obtido, nível

de informação referente à rocha aflorante (polígonos laranja) e projeção das linhas sísmicas utilizadas

para este trabalho (ver também em Anexo 1) (MDT SRTM – Shuttle Radar Topography Mission:

https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/). ......................................................................................................... 66

Figura 4.11 – Projeção da elipse de tendência de aumento da espessura da cobertura sedimentar

(sequência S2 total), com a indicação da direção 254º desse aumento (seta preta). ............................. 67

Figura 4.12 – Mapa com a projeção da superfície interpolada através da localização em profundidade

absoluta do refletor UMG (?) interpretados sobre as linhas de reflexão sísmica utilizadas (ver também

em Anexo 1). ......................................................................................................................................... 68

Figura 4.13 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -130

m abaixo do atual há 18 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do

nível médio do mar a cerca de -100 m abaixo do atual há 13 000 anos atrás; (C) Curva de variação do

nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa a subida do NMM e período

da provável deposição da unidade sísmica S2U1, tendo em conta um período estacionário de cerca 2000

anos (ver também em Anexo 1). ........................................................................................................... 69

Figura 4.14 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -100

m abaixo do atual há 13 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do

nível médio do mar a cerca de -40 m abaixo do atual há 11 000 anos atrás; (C) Curva de variação do

nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida subida do NMM

e período da provável deposição da unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo 1). ...................... 69

Figura 4.15 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -40 m

abaixo do atual há 11 000 anos atrás (Dryas recente), (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e

localização do nível médio do mar a cerca de -60 m abaixo do atual há 10 000 anos atrás; (C) Curva de

variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida

descida do NMM e período de erosão e redistribuição sedimentar levando à formação da superfície de

aplanação referente ao refletor R2 que limita o topo da unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo

1)............................................................................................................................................................ 70

Figura 4.16 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -60 m

abaixo do atual há 10 000 anos atrás (inicio Holocénico), (B) mapa com projeção da superfície atual do

NMM; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se

observa a subida do NMM, tendo começado a estabilizar há cerca de 3000 anos atrás, a subida levou à

deposição da unidade sísmica S2U3 (ver também em Anexo 1). ......................................................... 71

xi

TABELAS

Tabela 1.1 – Principais eventos de sismicidade histórica registados na região da área de estudo (adaptado

de Brito, 2009). ...................................................................................................................................... 29

EQUAÇÕES

(Equação 2.1) ........................................................................................................................................ 31

(Equação 2.2) ........................................................................................................................................ 31

(Equação 2.3) ........................................................................................................................................ 31

(Equação 2.4) ........................................................................................................................................ 32

(Equação 2.5) ........................................................................................................................................ 33

(Equação 2.6) ........................................................................................................................................ 33

(Equação 2.7) ........................................................................................................................................ 33

(Equação 2.8) ........................................................................................................................................ 34

(Equação 2.9) ........................................................................................................................................ 34

ANEXOS

Anexo 1 – Projeto de informação geográfica SIG (Ficheiro PMF).

Anexo 2 – Linhas sísmicas apresentadas no presente trabalho em maior formato (Ficheiros PDF).

xii

LISTA DE ABREVIATURAS

AGC Automatic Gain Control

a.p. Antes do presente

AM Placa tectónica Americana

BL Bacia Lusitaniana

CMA Crista Média Atlântica

CS Canhão de Sesimbra

CVL Complexo Vulcânico de Lisboa

EA Placa tectónica Euroasiática

FA Falha da Arrábida

Fm. Formação

FSPN Falha Setúbal – Pinhal Novo

HST Highstand System Tract

Hz Hertz

IbM Ibero-Manchega

IDW Inverse Distance Weighted

IH Instituto Hidrográfico

IM Instituto de Meteorologia

IMPA Instituto Português do Mar e Atmosfera

LST Lowstand System Tract

Ma Milhões de anos

MDT Modelo Digital de Terreno

MOI Margem Oeste Ibérica

MOP Margem Oeste Portuguesa

NMM Nível Médio do Mar

NRP Navio da República Portuguesa

NU Placa tectónica Núbia

ResH Resolução horizontal

ResV Resolução vertical

Shmax Compressão máxima horizontal

TWTT Two Way Travel Time

UMG Último Máximo Glaciar

Vp Velocidade de propagação do som nos sedimentos

ZFAG Zona de Fratura Açores-Gibraltar

ZOM Zona de Ossa Morena

ZSP Zona Sul Portuguesa

σmax Compressão principal máxima

13

1. ENQUADRAMENTO DO TRABALHO

1.1.Introdução

A Margem Oeste Portuguesa (MOP) encontra-se no extremo SW da placa

euroasiática e trata-se de uma margem passiva não vulcânica (com magmatismo muito

limitado durante as fase de formação), de direção geral N-S, e teve origem no adelgaçamento

litosférico continental do supercontinente Pangea no Triássico. A zona de fracturação

continental estava compreendida desde o Senegal-Florida até à Ibéria-Terra Nova, onde,

durante o Mesozóico com a continuação do rifting, evoluiu para a abertura do Atlântico Norte

durante o Cretácico Inf. (Afilhado et al., 2013)

A MOP é segmentada em três domínios, continental adelgaçado, transicional e distal.

No âmbito do presente trabalho a plataforma continental encontra-se inserida no primeiro

domínio que é caracterizado pela existência de conjuntos de blocos basculados, limitados por

falhas lístricas de direção aproximada N-S e inclinadas para W (Afilhado et al., 2013).

Assim a plataforma continental é a área definida entre a linha de costa e o bordo da

plataforma, sendo este último correspondente à linha irregular que materializa a ruptura de

pendor que marca o início da vertente continental (Rodrigues, 2004).

Segundo Vanney & Mougenot (1981) a plataforma continental pode ser dividida

entre a plataforma do Minho e Beira Litoral; plataforma continental da Estremadura (norte e

sul de Lisboa); plataforma do baixo Alentejo e Algarve.

O sector que é objeto de estudo da presente dissertação encontra-se inserido na

plataforma continental da Estremadura a sul de Lisboa, compreendida entre o cabo Espichel

e a zona do delta de vazante do rio Sado numa direção aproximada E-W, paralela à cadeia

orogénica da Arrábida, e a sul pela vertente norte do canhão de Setúbal.

Neste trabalho, com recurso a dados de reflexão sísmica de alta resolução,

identificam-se as sequências sísmicas presentes no setor da plataforma continental adjacente

à cadeia da Arrábida e, propõem-se um modelo geológico e evolutivo pós-Miocénico tendo

como referência os trabalhos elaborados por vários autores neste setor desde os anos 70 (e.g.

Boillot et al., 1974).

1.2.Objetivos e estruturação da dissertação

O principal objetivo deste trabalho é contribuir para o conhecimento da evolução

geológica da plataforma continental adjacente à Cadeia da Arrábida, em especial no período

pós-miocénico.

Para a concretização deste objetivo é apresentada a descrição e interpretação das

unidades sismo-estratigráficas dos níveis superiores da plataforma continental, realizada

através de perfis de reflexão sísmica de alta resolução. Avaliando as respetivas fácies sísmicas

e o estilo de deformação que afeta a série sismo-estratigráfica, e tendo como referência os

trabalhos realizados na cadeia da Arrábida, é elaborado um modelo para a evolução da

plataforma da área de interesse.

Esta dissertação será iniciada com o enquadramento geral da área (ponto 1), e com a

identificação dos dados analisados e descrição das metodologias de aquisição e

processamento, bem como os critérios sismo-estratigráficos utilizados na interpretação dos

dados (ponto 2).

A descrição das sequências e unidades sísmicas identificadas é exposto no ponto 3.

A evolução tectónica da plataforma do setor em estudo (ponto 3) é um dos objetivos que

complementam o objetivo principal do trabalho, para tal, a interpretação sismo-estratigráfica

conjugada com trabalhos já realizados na mesma área ou áreas envolventes permite a

construção de um modelo evolutivo dos níveis superiores da margem neste local (ponto 4).

Por fim, a caraterização da cobertura sedimentar, referente às unidades sísmicas mais

recentes, possibilita a compreensão da evolução da plataforma a sul da cadeia da Arrábida

desde o Último Máximo Glacial, há 18000 anos, e a justificação do padrão cartográfico dos

depósitos sedimentares presentes nesta área (ponto 4).

14

Na parte final, são tecidas algumas considerações finais e apresentadas propostas de

trabalhos futuros (ponto 5). O trabalho termina com a listagem das referências bibliográficas

citadas ao longo do texto.

1.3.Enquadramento da área de estudo

1.3.1. Enquadramento geográfico

O setor da plataforma continental que é objeto de estudo desta dissertação fica

localizado a sul de Lisboa, mais concretamente ao largo da faixa litoral compreendida desde

o cabo Espichel até à zona de transição para o delta do rio Sado. Em termos geográficos a

área de estudo é enquadrada pelos paralelos 38º 20’ 00” N e 38º 28’ 00” N, e os meridianos

8º 58’ 00” W e 9º 14’ 00” W (WGS84) (Figura 1.1).

Figura 1.1 – Mapa da margem continental portuguesa do sector estudado e localização da área de interesse

(retângulo a vermelho) (MDT extraído de http://portal.emodnet-bathymetry.eu/).

1.3.2. Enquadramento geológico

Bacia Lusitaniana (BL)

A Bacia Lusitaniana (BL) é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem

Ocidental Ibérica (MOI) durante o Mesozóico, e a sua dinâmica enquadra-se no contexto da

fragmentação da Pangeia, mais especificamente da abertura do Atlântico Norte. Trata-se de

uma bacia formada em regime distensivo, pertencente a uma margem continental do tipo

atlântico de rift não vulcânico (Kullberg et al., 2006, 2013).

Com uma área superior a 20 000 km2 na parte central da MOI, alonga-se por cerca de

200 km segundo uma direção aproximada NNW-SSE e por mais de 100 km na direção

perpendicular; cerca de 2/3 dos sedimentos que caraterizam a bacia afloram na área

continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental (Kullberg

et al., 2006, 2013).

A evolução tectónica da BL, segundo Ribeiro et al. (1979), foi condicionada por

falhas que se formaram durante o episódio de fracturação tardi-varisca aproximadamente

http://portal.emodnet-bathymetry.eu/

15

entre os 300 e os 280 Ma. Este episódio tardi-orogénico resulta da imposição de regime de

cisalhamento direito aos limites da micro-placa ibérica, dando origem às falhas de

desligamento esquerdo de direção aproximada NNE-SSW e NE-SW (Ribeiro, 2002). Outras

falhas orogénicas variscas de orientação geral N-S (falha Porto-Tomar) e NW-SE foram

também importantes na estruturação da Bacia Lusitaniana.

A evolução tectónica da BL que se desenvolve genericamente em regime distensivo,

ao longo de um período de 135 Ma segundo Wilson et al. (1996) está relacionada com a

abertura do Atlântico Norte, na proximidade do Atlântico Central, domínios oceânicos

distintos separados pela Zona de Fratura de Açores-Gibraltar (ZFAG). Esta constitui limite

transformante entre placas, que numa fase inicial do ciclo alpino, ou seja da rotura da Pangeia,

separou dois grandes continentes, a Laurásia (no hemisfério Norte) e a Gondwana (hemisfério

Sul). A Ibéria localiza-se, assim, durante o Mesozóico, numa posição de charneira, cuja

atividade está também relacionada com a evolução dos limites de placa a sul entre África e a

Eursásia (limite transcorrentes ao longo da ZFAG) e a Oeste entre a Ibéria e a Terra Nova

(limite divergente associado à evolução do Atlântico Norte). Nas fases iniciais de

desenvolvimento do proto-Altântico norte, desde o Triásico, a Ibéria encontra-se solidária ao

continente norte-americano, mas por estiramento litosférico progressivo, acabará por ocorrer

a rotura crostal e consequente oceanização no final do Cretácico inferior (Kullberg et al.,

2006, 2013).

Desde o início da fragmentação continental até à formação de crosta oceânica e

consequente fim da BL, ocorreram quatro episódios de rifting, representando os efeitos da

desaceleração da distensão, acompanhada por relaxamento pós-tectónico. Na complexidade

de interações que afetaram a MOI, onde se encontra inserida a BL, é de destacar os episódios

de inversão tectónica precoce, magmatismo muito ténue e diapirismo.

A variedade de direções das linhas de fraturação herdadas, já supracitadas, é

responsável pela forte compartimentação da BL no que diz respeito à delimitação de setores

com evoluções tectono-sedimentares por vezes distintas. Este aspeto irá condicionar não só o

estilo tectónico, mas também as fácies sedimentares (Kullberg et al., 2013). Os sedimentos

que caraterizam a BL, tiveram origem no Maciço Hespérico e depositaram-se principalmente

sobre as unidades da Zona de Ossa Morena (ZOM) e provavelmente também da Zona Sul

Portuguesa (ZSP) (Dias & Ribeiro, 1995). Esta série sedimentar pode atingir localmente

espessuras da ordem de 5000 m (Ribeiro et al., 1979 in Kullberg et al., 2013).

A litoestratigrafia da BL está intimamente relacionada com a evolução da MOI desde

a fragmentação continental da Pangeia até à passagem desta a uma margem passiva com a

formação de crosta oceânica. Esta evolução está registada em quatro episódios de rifting que

permitiram a individualização das unidades/formações litológicas que caraterizam a Bacia de

norte a sul. Como não se pretende apresentar uma descrição exaustiva das formações

litoestratigráficas que constituem a Bacia, é apresentado na Figura 1.2 (Pimentel & Reis,

2016) um quadro resumo, com a visualização das principais formações presentes na BL,

idades e esquemas evolutivos. Uma descrição mais detalhada das unidades litoestratigráficas

presentes na área de estudo é apresentada no ponto 1.4.3..

16

Figura 1.2 – Coluna litoestratigráfica da Bacia Lusitaniana incluindo os principais eventos geodinâmicos e ciclos

transgressivos e regressivos (adaptado de Pimentel & Reis, 2016).

Uma das unidades litoestratigráficas presentes na Bacia Lusitaniana que merece um

destaque especial, diz respeito às argilas e margas evaporíticas do Triásico sup. – Jurássico

inf., que foram designadas inicialmente por Margas de Dagorda (Choffat, 1882), e

caraterizam-se por possuírem propriedades físicas (densidade e reologia) particulares, sendo

responsáveis pela ocorrência de episódios de diapirismo e descolamentos basais, associados

à movimentação de falhas normais lístricas, formadas durante a distensão mesozóica ou a

cavalgamentos peliculares, gerados durante a inversão tectónica cenozóica como exposto no

ponto 1.4.2..

Limites e setores internos

Como referido no ponto anterior a Bacia Lusitaniana tem uma extensão de cerca 200

km segundo uma direção aproximada NNW-SSE e por mais de 100 km na direção

perpendicular. Em termos regionais, encontra-se limitada a Este pelo Maciço Hespérico, não

estirado, e a Oeste pelo Horst da Berlenga. Estes limites são materializados, respetivamente,

por um sistema complexo composto pelas falhas de Porto-Tomar, Arrife-Vale Inferior do

Tejo, Setúbal-Pinhal Novo e por falha submeridiana que se situará entre a Berlenga e a

península de Peniche. O limite meridional localiza-se na elevação de soco a Sul da Arrábida

(falha da Arrábida), e o setentrional corresponde a uma transição em en échelon para a Bacia

do Porto, localizada mais a Norte (Ribeiro et al., 1996b in Kullberg, 2000).

Conforme representado na Figura 1.3, a bacia pode ser subdividida 3 setores distintos,

de acordo com a variação de fácies e espessura das unidades litoestratigráficas do Liásico

(Rocha & Soares, 1984), ou a herança estrutural profunda da bacia que afeta a cobertura

sedimentar (Ribeiro et al., 1996b).

Assim os setores internos definidos correspondem a:

- setor norte ou setentrional, localizado a Norte da falha da Nazaré, com grande

espessura de sedimentos do Jurássico inferior – médio e o Cretácico superior – Paleogénico ;

- setor central, situa-se entre as falhas da Nazaré, a norte, e de Montejunto – Arrife,

a Sul (Rocha & Soares, 1984), por outro lado, tanto Ribeiro et al. (1996b) como Kullberg

(2000) referem que este setor se encontra limitado a Sul pelo conjunto de falhas de Arrife –

Baixo Tejo – Gargalo do Tejo. Esta tese baseia-se no facto de serem as falhas da Nazaré e da

Arrábida as estruturas com forte reactivação durante a inversão cenozoica da Bacia;

17

- setor sul ou meridional, situa-se a Sul do conjunto de falhas de Arrife – Baixo Tejo

– Gargalo do Tejo e está marcado pela importância da sedimentação do Jurássico superior –

Cretácico inferior. É neste setor que a cadeia orogénica da Arrábida se individualiza.

Figura 1.3 – Enquadramento geotectónico da Bacia Lusitianiana e de outras bacias da MOI. Definição dos

sectores segundo (1) Rocha & Soares (1984) e (2) Ribeiro et al. (1996b) (adaptado de Kullberg et al., 2006).

Inversão miocénica e a edificação da Cadeia da Arrábida

Como referido no ponto 1.3.2. a cadeia da Arrábida é a principal estrutura de inversão

tectónica presente no sector meridional da Bacia Lusitaniana (BL), resultante da colisão entre

as placas Euroasiática e Núbia, em dois episódios compressivos principais segundo direção

NNW-SSE, durante a fase Bética da orogenia Alpina no Miocénico. O primeiro episódio

ocorreu por volta dos 17,5 a 16,5 Ma (intra-Burdigaliano Sup.) e o segundo episódio entre os

11,6 e 7,25 Ma, provavelmente mais próximo dos 9 a 7 Ma (Tortoniano Sup.) (Kullberg et

al., 2013).

O encurtamento induzido pela colisão entre placas levou à complexidade desta

estrutura orogénica. Kullberg et al. (2000) apresenta os resultados das análises cinemáticas

das principais estruturas presentes na cadeia da Arrábida concluindo que a compressão

miocénica induziu um aumento da deformação de oeste para este, devido à proximidade dos

bordos estruturais oriental e meridional da BL materializados pelas Falha Setúbal – Pinhal

Novo e Falha da Arrábida respetivamente, estando orientadas obliquamente à direção de

compressão principal (σmax) NNW-SSE (Figura 1.4).

Como resultado desta cinemática, a cadeia da Arrábida é constituída estruturalmente

por um empilhamento de cavalgamentos, formados no sentido inverso do transporte

tectónico, ou seja, de sul para norte, devido à existência de um horst a sul da cadeia ao nível

do soco paleozoico, que agiu como contraforte durante a compressão. Estas estruturas

compressivas têm origem na movimentação lateral ao longo de falhas pré-existentes segundo

o modelo fault propagation folds. As principais estruturas de deformação dúctil são os

anticlinais do Formosinho, Viso e S. Luís (Figura 1.4).

No que diz respeito às estruturas de deformação frágil, existem dois sistemas

principais de falhas normais correspondentes a estruturas herdadas da distensão mesozóica

relativa à abertura do Atlântico Norte, que foram reactivadas durante a inversão cenozóica

como desligamentos esquerdos, de orientação aproximada N-S a NNW-SSE, e direitos com

18

orientação NW-SE (Kullberg et al., 2006). Outro sistema de falhas normais de orientação E-

W foi reactivado como sistema de falhas inversas durante a inversão tectónica, que podem ter

servido como rampas extensionais durante o Mesozóico (Kullberg et al., 2000).

Outra característica que é importante referir está relacionada com a presença de

corpos magmáticos. Apesar da BL ser uma bacia não vulcânica, durante a sua evolução, foi

afetada por um importante episódio magmático no final do Cretácico, tendo como exemplo

em território emerso as estruturas subvulcânicas de Sintra, Sines e Monchique (dispostas

segundo o alinhamento NNW-SSE), o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL) e os numerosos

filões associados. Muitos destes corpos filoneanos intruíram ao longo das falhas do sistema

referido anteriormente de direção NW-SE, como se observa no vale de Sesimbra. A

propagação destas estruturas magmáticas pode ter sido bloqueada, pela Falha da Arrábida, a

Sul, pois estes não se voltam a observar até às imediações da intrusão de Sines (Kullberg et

al., 2006).

Figura 1.4 – Mapa tectónico da Arrábida. Seta a negro representa a direção da compressão máxima durante a

inversão miocénica. A vermelho a localização do Anticlinal do Formosinho (adaptado de Kullberg, M.C. et al.,

2000).

Contexto tectónico na transição Neogénico - Quaternário

Após a fase Bética da orogenia Alpina, e consequente formação da cadeia da Arrábida

no decorrer do Miocénico, a colisão entre as placas Núbia e Euroasiática continuou no mesmo

regime compressivo.

A deformação associada a este regime teve consequências no interior da placa Ibéria,

no qual a direção do vetor de compressão máxima horizontal (Shmax) foi variando até à

atualidade. Ribeiro et al. (1996a) através do estudo de vários testemunhos de sondagens de

pesquisa de hidrocarbonetos ao longo do offshore das bacias Lusitaniana e Algarve,

conjugados com os registos dos mecanismos focais de sismos que ocorreram ao longo da

fronteira de placas Açores-Gibraltar localizada a SW do território de Portugal continental,

sugerem que o vetor Shmax teria uma direção NNW-SSE no período entre o Pliocénico superior

e o Plistocénico médio, variando no Plistocénico superior ou início do Holocénico para NW-

SE, finalizando assim na atualidade com uma direção de WNW-ESE.

Estas variações dos campos de tensões vão promover o soerguimento generalizado

do território de Portugal continental com taxa de uplift regional na ordem dos 0,1-0,2 mm/ano

(Cabral, 1995, 2012; Cunha et al., 2005, 2008, 2010), estabelecendo-se assim uma nova fase

tectónica denominada na bibliografia por Ibero-Manchega (e.g. Pérez-González, 1979, 1982

in Calvo et al., 1993).

19

O facto da placa litosférica ibérica estar sobre compressão horizontal máxima geral

NW-SE, faz com que ocorra distensão perpendicular a esta direção com a reativação de falhas

com movimentação maioritariamente vertical. Estes eventos distensivos dividem-se em dois

períodos de instabilidade tectónica; o primeiro na passagem do Pliocénico inferior para o

superior, denominado por fase Ibero-Manchega I; o segundo no final do Pliocénico e início

do Plistocénico (intra-Vilafranquiano), aproximadamente à 2 Ma, sendo esta a fase Ibero-

Manchega II (Figura 1.5).

Figura 1.5 – Quadro das unidades cenozoicas da Bacia do Baixo Tejo (adaptado de Pais et al., 2013). A vermelho

encontra-se assinalado as duas fases do evento tectónico descrito em Calvo et al. (1993).

Estas mudanças nas direções do campo de compressão máxima que ocorreram na

passagem do final do Neogénico (Pliocénico superior) para o Quaternário, significam que as

estruturas reativadas neste período entram no domínio da neotectónica. Ribeiro & Cabral

(1988) publicaram através dos Serviços Geológicos de Portugal a Carta Neotectónica de

Portugal, na escala 1:1 000 000 (Figura 1.6), onde o principal critério utilizado para a

identificação das estruturas potencialmente ativas passou pela confirmação da sua atividade

tectónica nos últimos 2 Ma, ou seja, coincidentes com o início do Quaternário. No entanto,

segundo Cabral (1993) este critério de atividade tectónica pode ter um limite temporal

flutuante, na ordem de 2 a 3 Ma, sendo assim compatível com o incremento tectónico referido

anteriormente.

No ponto 3.2. deste trabalho são apresentadas as principais estruturas de deformação

identificadas no decorrer da análise sismo-estratigráfica e uma possível interpretação tendo

em conta os contextos geodinâmicos introduzidos nestes últimos pontos.

20

Figura 1.6 – Excerto da carta neotectónica de Portugal, na escala 1: 1 000 000, com a localização das estruturas

activas na região envolvente à área de estudo (adaptado de Ribeiro & Cabral, 1988).

1.4.Cadeia orogénica da Arrábida

1.4.1. Estado de arte

A cadeia da Arrábida tem sido alvo de estudos geológicos desde o início do séc. XX

onde os primeiros levantamentos geológicos foram realizados por Romão Matos, os quais

apoiaram a elaboração da memória sobre a tectónica da cadeia orogénica da Arrábida

publicada por Choffat em 1908 e cartografia geológica à escala 1:20 000 (Figura 1.7). Uma

das contribuições deste primeiro trabalho, extremamente avançado para o conhecimento

geológico da época, foi a identificação de três linhas de descolamento basal que deram origem

à cadeia, denominada atualmente por tectónica pelicular (thin-skinned tectonics) (Ribeiro et

al., 2008).

Seguiram-se os trabalhos de Seifert (1963) sobre a geologia regional da Arrábida, que

foram revistos e incluídos na publicação da Carta Geológica de Portugal, na folha 38-B de

Setúbal, à escala 1:50 000, por Zbyszweski et al. (1965). Posteriormente foram publicados

outros trabalhos como Ribeiro et al. (1979), Ribeiro & Ramalho (1986), Ribeiro et al. (1990)

onde é revista a influência da tectónica alpina em Portugal, com destaque para a zona da

Arrábida; Kullberg et al. (1995a), Kullberg et al. (1995b), Antunes et al. (1995), Ribeiro et

al. (1996a; 1996b), Manuppella (1994), Manuppella et al. (1999), Kullberg et al. (2000),

trabalho onde é apresentado, com elevado detalhe, as estruturas e evolução tectónica da

Arrábida; Kullberg et al. (2006), Ribeiro et al. (2008), Kullberg et al. (2013) dando destaque

à cadeia orogénica da Arrábida e, mais recentemente Kullberg & Kullberg (2017) publicam

um guia de excursão, no qual a Arrábida é apresentada como referência da sequência meso-

cenozóica do setor meridional da BL.

21

Figura 1.7 – Mapa geológico da região da Cadeia Orogénica da Arrábida, na escala 1:20 000, publicado por

Choffat em 1908.

1.4.2. Estrutura orogénica

A cadeia da Arrábida é uma estrutura orogénica de pequena dimensão, situada no

setor meridional da Bacia Lusitaniana. Estende-se entre Setúbal e o cabo Espichel ao longo

de uma faixa de cerca 35 km, formada por um conjunto de relevos alinhados segundo uma

direção WSW – ENE. Estes relevos constituem a expressão morfológica do empilhamento de

cavalgamentos vergentes para sul, na sequência do tipo de tectónica pelicular (thin skinned

tectonics – Figura 1.8A), própria do ante-país da cadeia Alpina (Ribeiro & Ramalho, 1986),

e paralelos aos acidentes béticos do sul de Espanha. No contexto específico da cadeia

orogénica da Arrábida, o tipo de tectónica pelicular desenvolveu-se devido à presença de uma

formação basal, o complexo pelítico carbonatado evaporítico, denominado por Choffat (1908)

de “Margas de Dagorda”, do Jurássico inferior (Hetangiano), com um comportamento

mecânico “plástico” permitindo assim o deslocamento das formações sobrejacente que deram

origem aos empilhamentos supracitados.

O orógeno tem uma largura média de 5 a 7 km, representando, em Portugal, a

estrutura de inversão tectónica de idade miocénica da Bacia Lusitaniana mais significativa e

interessante (Kullberg et. al., 2000; 2013).

Os limites estruturais desta cadeia são os seguintes (Figura 1.8):

a) a norte pelo sinclinal de Albufeira, amplo e com eixo paralelo à direção da

cadeia;

b) a este pela falha Setúbal – Pinhal Novo (FSPN), de orientação

aproximadamente NNW – SSE, com componente de desligamento

esquerdo;

c) a sul pela falha da Arrábida (FA), alto estrutural do soco, situada no mar e

paralela à estrutura orogénica;

d) a oeste é limitada pela falha de desligamento direito conjugada da FSPN, de

orientação próxima de NW – SE, assinalada por Boillot et al. (1978), sendo

a estrutura que limita o prolongamento da cadeia da Arrábida ao longo de 5

km na plataforma continental.

No ponto B de 1.3.2. já foi exposto sumariamente a evolução tectónica deste setor

que deu origem à cadeia da Arrábida.

22

Figura 1.8 – Mapa com a localização das principais estruturas geológicas presentes na região da Cadeia Orogénica

da Arrábida. Em (A) esquema ilustrativo do estilo de tectónica pelicular (thin-skinned tectonics) que caracteriza

a elevação de toda a cadeia da Arrábida (adaptado de Pfiffner, 2017). (MDT batimétrico extraído de

http://portal.emodnet-bathymetry.eu/, altimétrico extraído de http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/).

1.4.3. Litoestratigrafia

A génese das unidades litoestratigráficas aflorantes na serra da Arrábida, está

relacionada com a formação da Bacia Lusitaniana, na sequência da abertura do Atlântico

Norte. Sendo a topografia da base da bacia bastante irregular (ver o ponto 1.3.2.), a

distribuição das unidades litoestratigráficas também ela é espacialmente irregular.

As formações mesocenózoicas mais antigas encontram-se compreendidas entre o

Jurássico Inferior e o Cretácico inferior, sendo a unidade litosestratigráfica mais antiga o

Complexo pelítico-carbonatado-evaporítico, conhecido pela designação de Margas de

Dagorda (Triásico Sup. – Hetangiano/Sinemuriano (?)) (Choffat, 1882, 1903-1904; Palain,

1976). Esta unidade é bastante importante, sendo a responsável pelo descolamento basal de

todas as unidades subjacentes que estão na origem das estruturas cavalgantes que se observam

na cadeia orogénica. Esta é constituída essencialmente por pelitos, nos quais se intercalam

evaporitios, gesso, sal-gema e finas camadas margo-dolomíticas. As unidades subjacentes são

essencialmente constituídas por dolomitos, margas dolomíticas e calcários dolomíticos (Fm.

Sesimbra – Sinemuriano (?)-Toarciano Méd. (Azerêdo et al., 2003)), intercalações de margas

dolomíticas com dolomitos (Fm. Achada – Toarciano Méd. (?)-Sup. a Batoniano Méd.

(Azerêdo et al., 2003; Kullberg et al., 2006)), calcários (Fm. Pedreiras – Batoniano Sup.-

Caloviano Inf. (?) (Azerêdo et al., 2003; Kullberg et al., 2006)), margas, argilas,

conglomerados (unidades de Azóia e Arrábida, Oxfordiano Méd. (?)-Kimeridgiano (Kullberg

et al., 2006)), calcários, arenitos e argilas (unidades de Comenda, Vale da Rasca e Espichel –

Kimeridgiano-Titoniano (Kullberg et al., 2006)).

As unidades litoestratigráficas de idade cretácica cartografadas na cadeia da Arrábida

encontram-se no flanco norte do orógeno, sendo formações sin-rift predominantemente

carbonatadas, com espessura que não ultrapassa os 320 m até ao topo da formação da

Cresmina (Barremiano sup – Aptiano sup.), sendo sucedidas por cerca de 30 m pelas unidades

do Aptiano superior – Albiano (formações do Rodízio e Galé?). Sobre uma discordância

angular, estas formações são cobertas pelas unidades da base do Neogénico, pertencentes à

Bacia do Baixo Tejo (Kullberg et al., 2006).

A


http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/

23

As formações cenozoicas presentes estão relacionadas com a sedimentação da Bacia

do Baixo Tejo no decorrer do Paleogénico, onde os primeiros depósitos de enchimento

correspondem à Formação de Benfica (Zbyszewski, 1963 in Pais et al., 2013). Tratam-se de

depósitos de leques aluviais que foram alimentados pela erosão dos relevos do Maciço

Hispérico e da bacia Lusitaniana em inversão. São constituídos predominantemente por

depósitos grosseiros, conglomeráticos, a que se associam alguns corpos arcósicos mais finos,

e alguns calcários lacustres e/ou palustres. No início do Miocénico o oceano invadiu a bacia

proporcionando a interface oceano-continente devido às variações do nível do mar (ciclos de

3ª ordem de Haq et al., 1987) e efeitos da tectónica, fazendo com que se constituíssem 10

sequências deposicionais para o Neogénico, com uma grande variabilidade de fácies

litológicas continental e marinho (Pais et al., 2013).

Durante o período do Plio-Quaternário, foram verificadas oscilações do nível do mar

e movimentações isostáticas, levando à deposição de areias finas, bem calibradas e

praticamente desprovidas de leitos de calhaus (Fm. Santa Marta), bem como depósitos

fluviais caracterizados por conglomerados de quartzito e quartzo (Fm. Belverde, descrita por

Azevedo et al., 1979). Sobre estes ocorre a acumulação de novo depósito conglomerado, de

matriz areno-argilosa de cor vermelha (Fm. Marco Furado, descrita por Azevedo, 1979),

provenientes de leques aluviais gerados da dependência da Serra da Arrábida (Kullberg et al.,

2006). Por fim, e mais recentemente, desenvolvem-se extensos campos de dunas que atingem

cotas de 110 m, a sul da Fonte da Telha. Nas praias do litoral Oeste da península de Setúbal

existem areias de praia e eólicas bem como dunas longitudinais. As linhas de água encontram-

se bem desenvolvidas com existências de aluviões e ao longo das arribas litorais nos sopés

ocorrem os depósitos de vertente.

Na Figura 1.9 é apresentada a Carta Geológica de Portugal, à escala 1:50 000, folha

38-B de Setúbal, onde se pode visualizar a distribuição espacial das formações

litoestratigráficas aqui resumidas.

1.5.Plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida

1.5.1. Caraterísticas gerais

O setor da plataforma continental onde é desenvolvido o presente trabalho encontra-

se a sul da península de Setúbal, e está compreendido entre o Cabo Espichel a Oeste, o delta

de vazante do rio Sado a Este, a cadeia orogénica da Arrábida a Norte e a vertente norte do

canhão de Setúbal a Sul.

A área considerada tem cerca de 400 km2 e a morfologia da plataforma pode ser

separada por setores considerando a variação do declive. Na Figura 1.10 é apresentado o mapa

de declives da plataforma e observa-se uma segmentação e distribuição destes ao longo da

plataforma.

A norte, junto à faixa costeira existe uma zona estreita de declives com valores entre

os 3 e 5 graus de inclinação, segundo a direção WSW-ENE, desde o Cabo Espichel a Oeste

até à transição para o delta de vazante do rio Sado a Este. Esta zona encontra-se limitada a

profundidades entre os -50 e -100 m onde o declive, para lá desta zona e no sentido do bordo

da plataforma, diminui para valores inferiores a 1º. Segundo Quevauviller (1986) esta quebra

de declive pode estar relacionada com a preservação de uma faixa costeira antiga durante uma

estabilização do nível média do mar procedido de uma rápida transgressão que possibilitou a

sua conservação.

A zona onde os declives da plataforma são inferiores a 1º é a mais extensa e encontra-

se limitada no geral entre os -50 e -200 m de profundidade dependendo da localização. A

aproximação, a sul, ao bordo do canhão de Setúbal leva ao aumento dos declives com

inclinação no sentido da vertente do canhão onde os valores são superiores a 5º.

24

Figura 1.9 – Carta geológica de Portugal, na escala 1:50000, folha 38-B (Setúbal) e respetiva legenda.

25

Figura 1.10 – Mapa de declives obtido no software ArcGis (ESRI) através da interpolação da superfície

batimétrica (ver também em Anexo 1).

Os perfis topográficos P1, P3 e P6 do fundo marinho apresentados na Figura 1.11,

cuja localização se encontra na figura 1.11A, permitem observar o que foi descrito

anteriormente.

No perfil P6 observa-se para além de uma ligeira inclinação geral da plataforma para

o quadrante oeste, uma depressão morfológica com comprimento de cerca 5000 m e

configuração em canal, coincidente com um dos tributários do canhão de Setúbal, sendo

portanto a expressão morfológica atual do paleovale do canhão de Sesimbra, já reconhecido

em estudos realizados anteriormente por outros autores (Boillot et al., 1974; Vanney &

Mougenot, 1981, Quevauviller & Moita, 1986; Mougenot, 1989).

Figura 1.11 – Perfis topográficos P1, P3 e P6 do fundo marinho atual e em (A) a localização dos perfis.

26

1.5.2. Litoestratigrafia do setor imerso

A cartografia geológica da plataforma continental está presente na Carta Geológica

do Continente e Plataforma, à escala 1:500 000, que foi publicada em 1992 pelos Serviços

Geológicos de Portugal. Esta carta foi elaborada com base nos resultados de várias campanhas

de levantamentos geofísicos e sedimentares, dos quais resultaram inúmeros trabalhos de

referência nas décadas de 1970 e 1980, tais como, Boillot et al., 1979; Vanney & Mougenot,

1981; Coppier, 1982, Coppier & Mougenot, 1982; Mougenot, 1985; Mougenot, 1989.

O setor da plataforma continental do presente estudo abrange duas unidades definidas

por reflexão sísmica e amostragem de afloramentos na área imersa da folha sul da carta

supracitada, onde a unidade p-a é correspondente a formações de enchimento de palovales

ou de progradação sigmoidal, com idades compreendidas entre o Pliocénico e Quaternário. A

outra unidade é representada por m-a e corresponde corpos sedimentares progradantes a norte

do Canhão da Nazaré e acumulações complexas que estão presentes a sul do Tejo, cujas

espessuras podem atingir 500 m. Esta tem idades compreendidas entre o Miocénico e o

Quaternário (Figura 1.12).

Figura 1.12 – Excerto da Carta Geológica de

Portugal, na escala 1: 500 000, folha sul,

onde se observa a cartografia das unidades

geológicas imersas na área de estudo, assim

como as estruturas geológicas

cartografadas.

A carta geológica da Figura 1.12, na zona da plataforma não identifica nenhuma

unidade mais recente que o Plio-Quaternário, mas este setor da margem está coberto por uma

camada de sedimentos mais recentes, cuja superfície está cartografada pelo Instituto

Hidrográfico (IH), no âmbito do programa de cartografia dos depósitos sedimentares da

plataforma continental portuguesa. A área de estudo está representada na folha SED5

elaborada em 2005, que mostra, para a área entre a linha de costa e os 50 a 60 metros de

profundidade, a predominância dos depósitos grosseiros, nomeadamente areias, com grande

variabilidade lateral, onde os maiores depósitos são de areia média litoclástica (AM1), os

restantes depósitos são de areia média litobioclástica (AM2), areia fina litobioclástica (AF2)

e areia grosseira litoclástica (AG1). Nas profundidades compreendidas entre os 50 e 150 m,

existem dois grandes depósitos lodosos (L1 – lodo litoclástico e LA1 – lodo litoarenoso) que

são paralelos à costa da serra da Arrábida. Na restante área da plataforma continental e até

perto do bordo da plataforma os depósitos são predominantemente de areia lodosa (AL1)

(Figura 1.13). Posteriormente, Brito (2009) apresenta a cartografia das unidades sísmicas

aflorantes na zona do delta de vazante do rio Sado, zonas litorais junto à cadeia da Arrábida

e península de Tróia, que foram identificadas com recurso a registos de sísmica de alta

resolução (Figura 1.14).

27

Figura 1.13 – Excerto da carta de sedimentos superficiais da plataforma continental, na escala 1:150 000, folha

SED5, Cabo da Roca ao Cabo de Sines (IH, 2005), onde se observa a distribuição dos depósitos sedimentares

que cobrem a plataforma continental da área de interesse.

Figura 1.14 – Mapa sismo-estratigráfico elaborado por Brito (2009) com a cartografia das unidades sísmicas

identificadas por este autor na zona do delta de vazante do rio Sado e zonas costeiras da serra da Arrábida e

península de Tróia.

1.6.Enquadramento oceanográfico

Considerando que este troço de costa representa uma zona relativamente protegida

da ondulação com rumo de NW, predominante na costa portuguesa, faz com que este troço

litoral seja atuado essencialmente por regimes de agitação marítima provenientes do

quadrante sul e oeste, independentemente da orientação da ondulação ao largo (Andrade et

al., 2006).

28

A falta de dados históricos que permitam a caracterização da agitação marítima neste

setor em particular é relativamente escassa, no entanto Quevauviller & Moita (1986), com

base na medição e aquisição de dados de agitação marítima pelo IH em 1979, descreveram a

ondulação para o setor do arco litoral Troia-Sines, indicando a altura média das ondas (1-2 m

no verão e 2-4 m no inverno, com um período entre os 6-8 s e rumo dominante dos quadrantes

W e NW). Estes autores referem ainda que para condições de temporal, a altura média das

ondas é de 4-9 m com períodos entre os 7-12 s, com rumo dominante dos quadrantes W e

SW.

Posteriormente, vários trabalhos foram realizados e publicados, destacando-se Costa

& Esteves (2008), havendo já uma boa caraterização da agitação marítima da costa Oeste e

Sul de Portugal Continental. Assim, de acordo com a descrição da agitação marítima do arco

litoral Troia-Sines, utilizando dados referentes a um período de 20 anos (1980-2008), as

alturas significativas (Hs) das ondas estão compreendidas entre 1 e 2 m, cerca de 50%, com

uma média de altura de 1,7 m, sendo a altura significativa máxima (Hsmax) de 8,1 m. O período

médio (T02) situa-se entre 7 e 9 s, com um período de pico (TP) entre os 9 e 13 s. A direção

média associada ao período de pico (THTP) predominante neste sector é de NW (76%), e os

eventos extremos de tempestade (temporais) são provenientes do quadrante WNW (Hs > 8 m

em alguns casos).

1.7.Sismicidade

A zona sul de Portugal Continental, juntamente com os Açores, é considerada como

tendo a maior atividade sísmica, pois a aproximação à faixa Açores-Gibraltar referida

anteriormente, e a localização provável dos epicentros dos sismos históricos presentes em

vários catálogos referidos no trabalho de Batista e Miranda (2009), no qual o sismo mais

antigo é datado de 60 AC (LNEC, 1986; Sousa et al., 1992; Martins e Victor, 2001), bem

como todos os epicentros que foram registados por instrumentação essencialmente desde os

anos 60/70 do século XX (base de dados do IPMA, ex-IM), demonstram essa elevada

atividade sísmica no sul do território português (Figura 1.15).

Figura 1.15 – Distribuição espacial da sismicidade ocorrida, entre 1961 e 2009, em Portugal Continental e

margem atlântica. A vermelho localização da área de interesse (adaptado de Bezzeghoud et al., 2013).

29

No que diz respeito à área de estudo, esta encontra-se incluída na zona de sismicidade

do Vale do Tejo e Margem Oeste (Bezzeghoud et al., 2013), que foi afetada por vários eventos

sísmicos históricos e instrumentais de magnitude moderada a elevada. Não sendo o objetivo

deste trabalho a sumarização detalhada dos eventos sismogénicos e tsunamigénicos da área

de estudo, são apresentados na Tabela 1.1 os eventos históricos mais relevantes registados

que afetaram o setor da plataforma continental a sul da cadeia da Arrábida, onde se destacam

os eventos de 1755 e 1858 com magnitude M > 5 (LNEC, 1986 in Brito 2009).

Tabela 1.1 – Principais eventos de sismicidade histórica registados na região da área de estudo (adaptado de

Brito, 2009).

Data Localização Magnitude Observação

01/01/1755 SW Cabo S. Vicente (mar) 8,5 Tsunami e muitas réplicas

08/12/1756 Sesimbra 4,0 Habitações destruídas

25/01/1819 Setúbal 3,0 ---

11/11/1858 Setúbal (mar) 7,2 Muitos danos em Setúbal

09/08/1903 Setúbal (mar) 5,2 ---

09/08/1904 Sesimbra (mar) 4,0 Sem danos

02/02/1911 Ermidas do Sado 4,2 ---

30

2. DADOS E MÉTODOS

2.1.Conceitos gerais de sísmica de reflexão monocanal de alta resolução

A propagação das ondas geradas por sismos ou explosões controladas é há muito

utilizada na sismologia para conhecer o interior da Terra. À semelhança desta área de estudo,

a prospeção sísmica marinha utiliza conhecimentos da propagação de ondas, para determinar

as propriedades do sedimento/rocha. Conforme a sua propagação, as ondas sísmicas podem

ser divididas em dois grupos distintos – ondas volúmicas (body waves) e ondas superficiais

(surface waves) (Jones, 1999).

As ondas geradas por um sistema de aquisição sísmica são ondas acústicas ou

elásticas, que promovem perturbações de pressão e densidade no meio em que se propagam,

sendo usadas para a determinação das propriedades físicas do substrato geológico,

condicionadas pelas caraterísticas físicas, químicas e disposição estrutural (espessuras,

existência de estruturas geológicas com falhas e dobramentos, com a presença de gás

biogénico e deslizamentos submarinos) dos níveis superiores da margem continental abaixo

do fundo marinho (Neto, 2001).

Nesta dissertação os dados utilizados foram obtidos com um sistema de aquisição

sísmica de reflexão de alta resolução, de baixa potência e monocanal, que funciona segundo

o princípio simples de emissão e receção de ondas acústicas, após a sua reflexão nas várias

interfaces físicas. Nesse sentido, são apenas consideradas as ondas que apresentam um

percurso sobretudo vertical. No ponto 2.2. será exposto com maior detalhe o sistema de

aquisição sísmica monocanal utilizado nos levantamentos de campo.

Para uma melhor compreensão da sísmica de reflexão, nos próximos pontos são

apresentados conceitos gerais das leis e princípios físicos que estão na base da utilização deste

tipo de metodologia.

2.1.1. Ondas elásticas

Como referido no ponto anterior, em sísmica marinha de alta resolução, são utilizadas

as propriedades das ondas volúmicas do tipo P e S. Estas propagam-se devido a perturbações

de pressão e densidade do meio. A propagação das ondas P ocorre devido à oscilação das

partículas em torno de um ponto fixo paralelamente à direção da propagação da onda (Figura

2.1). As ondas S, por sua vez, são ondas de cisalhamento que se propagam

perpendicularmente à direção de propagação da onda.

Figura 2.1 – Representação da propagação de uma onda compressiva do tipo P, onde é representado o movimento

das partículas que constituem o meio de propagação (adaptado de Mondol, 2010).

A onda de comportamento elástico pode ser representada graficamente, como uma

sinusoide amplitude (A) vs tempo, caraterizada por um determinado comprimento de onda (λ)

e frequência (f = A.λ) (Figura 2.2).

31

Figura 2.2 – Comportamento elástico representado por uma sinusoidal e os parâmetros que a caracterizam.

As ondas P e S têm diferentes velocidades de propagação no meio e são expressas

segundo as equações 2.1 e 2.2 respetivamente:

𝑉𝑃 =√𝜅 +

4𝜇3

𝜌

(Equação 2.1)

𝑉𝑆 = √𝜇

𝜌 (Equação 2.2)

Onde o 𝜇 representa o módulo de rigidez ou cisalhamento (coeficiente de Coulomb),

que é a razão entre a tensão e a deformação de corte; K o módulo de volume ou

incompressibilidade (Bulk modulus), que representa a resistência do material a uma

compressão uniforme; e 𝜌 a densidade do material. O inverso do módulo de

incompressibilidade é a compressibilidade de um material (1/K).

Como os fluídos não suportam tensão de cisalhamento, não há rigidez, e a velocidade

de propagação das ondas P na água reduz-se a (Equação 2.3):

𝑐á𝑔𝑢𝑎 = √𝑘

𝜌

(Equação 2.3)

De forma análoga as ondas S não se propagam em fluidos. A propagação das ondas

P (ondas de compressão) ao longo da coluna de água, a sua penetração no material rochoso

abaixo do fundo marinho e a consequente reflexão em zonas de contraste, é que vai

possibilitar o estudo da estrutura geológica adjacente.

Se a propagação da onda acústica ocorre devido às perturbações na densidade do

material, isto significa que, no caso dos sólidos, a velocidade varia inversamente com a

densidade e com a compressibilidade do material e diretamente com a rigidez. A combinação

destes parâmetros mostra que à medida que um sedimento saturado perde porosidade (e

aumenta em densidade) a velocidade deveria decrescer mas a rigidez e a compressibilidade

(1/K) aumentam mais rapidamente do que a densidade, e a velocidade aumenta, sendo este o

caso para a maioria dos sedimentos.

2.1.2. Princípio de Huygens

Como referido no ponto anterior a onda de comportamento elástico é representada

por uma sinusoidal, e a sua propagação é contínua no sistema dimensional espaço-tempo.

Este deslocamento resulta do estado de vibração (ou fase) em que os pontos que constituem

32

a superfície da onda (frente de onda) se encontram. Esta frente de onda é esférica em meio

homogéneo e isotrópico a partir da fonte sísmica que dá origem à onda. A trajetória

perpendicular à frente de onda denomina-se por raio, correspondendo ao trajeto percorrido

pela energia de perturbação (McQuillin et al., 1984 in Reis, 2017).

Esta descrição qualitativa para a propagação de ondas foi proposta pela primeira vez

por Christian Huygens (1629 – 1695), ficando conhecido como Princípio de Huygens, o qual

descreve que cada ponto da frente de onda pode ser considerado com uma fonte de ondas

secundárias que dão origem a uma nova frente de onda que se propaga como wavelets

esféricas em meio isotrópico (Medwin & Clay, 1998; Reis, 2017) (Figura 2.3).

Figura 2.3 – Representação da frente de onda no sistema dimensional espaço-tempo. (adaptado de Sheriff, 1995).

2.1.3. Lei de Snell

Quando uma onda sísmica se propaga entre dois meios de propriedades diferentes, a

superfície que os separa vai dar origem a ondas refletidas e refratadas.

A lei de Snell expressa a relação dos ângulos de incidência da onda quando esta é

refletida ou refratada:

sin𝜙1

𝛼1=sin𝜙2

𝛼2

(Equação 2.4)

Onde 𝜙 representa o ângulo de incidência e α a propriedade do meio onde se propaga

a onda, que neste exemplo pode ser considerada a velocidade de propagação de uma onda

acústica. Existe um ângulo de incidência a partir do qual não existe penetração e toda a energia

é refletida, este ângulo é designado por ângulo crítico. Em reflexão sísmica este é

praticamente vertical (Figura 2.4).

Figura 2.4 – Esquema ilustrativo das direções de onda refletida e refratada geradas a partir de uma onda P

incidente. (adaptado de Mondol, 2010).

Esta lei permite relacionar ângulos de incidência com velocidade de propagação, ou

seja, parte da energia incidente é refletida enquanto a restante é transmitida ao meio seguinte,

sofrendo refração, caso a velocidade do meio seguinte seja diferente. Este fenómeno ocorre

sucessivamente até que a energia seja completamente atenuada.

33

2.1.4. Impedância acústica e Coeficiente de Reflexão

Tal como foi demonstrado através da Lei de Snell a propagação de uma onda é sujeita

a reflexões e refrações quando ocorrem alterações nas propriedades do meio onde se propaga,

ou seja, para diferentes tipos de materiais (litologias) e portanto, com diferentes densidades,

as ondas propagam-se com diferentes velocidades.

A impedância acústica característica do meio, é efetivamente a resistência acústica

num determinado meio, e é expressa por (Equação 2.5):

Ζ = 𝜌. 𝑐

(Equação 2.5)

Onde Z é a impedância acústica (1 Rayle = kg.m-2.s-1), ρ representa a densidade do

meio (kg.m-3) e c a velocidade do meio em que a onde se propaga (m.s-1).

O contraste de impedâncias entre os dois meios determina a amplitude duma reflexão

gerada na interface entre os meios e a quantidade de energia transmitida ao meio seguinte.

Quanto menor o contraste de impedância entre duas interfaces, maior a quantidade de energia

transmitida e maior a penetração no sedimento. Este aspeto é definido pelo coeficiente de

reflexão (R) sendo a razão entre a amplitude (pressão) da onda refletida e a amplitude da onda

incidente. O coeficiente de reflexão pode ser determinado relacionando a impedância entre

dois meios (𝑍1 e 𝑍2). A equação seguinte define o coeficiente de reflexão para condições de

fronteira em que a pressão e velocidade das partículas entre dois meios não varia (Medwin &

Clay, 1998; Lurton, 2008) (Equação 2.6):

𝑅 (𝜃1) =𝜌2𝑐2𝑐𝑜𝑠 𝜃1 − 𝜌1𝑐1𝑐𝑜𝑠𝜃2

𝜌2𝑐2𝑐𝑜𝑠 𝜃1 + 𝜌1𝑐1𝑐𝑜𝑠𝜃2

(Equação 2.6)

Para um ângulo de incidência vertical, ou seja, 𝜃 = 0° o coeficiente de reflexão

exprime-se da seguinte forma (Medwin & Clay, 1998) (Equação 2.7):

𝑅 =𝜌2𝑐2 − 𝜌1𝑐1𝜌1𝑐1 + 𝜌2𝑐2

=𝑍2 − 𝑍1𝑍2 + 𝑍1

(Equação 2.7)

Este coeficiente varia entre 1 e -1. Quando R<0 indica mudança de fase de 180º da

onda refletida, por exemplo, se R≈-1 significa que quase a totalidade da energia incidente é

refletida, por exemplo na interface água/ar. Numa transição água/rocha o valor típico é de ≈

0,5 e para uma transição água/areia o valor típico é de ≈ 0,2.

2.1.5. Resolução

Uma das caraterísticas principais a considerar para a escolha de um sistema de

prospeção, para além da penetração, é a sua resolução. A resolução vertical é geralmente a

mais importante para sistemas de alta resolução em águas pouco profundas, e indica a

distância vertical mínima em que dois contrastes de impedância sucessivos que aparecem

como refletores separados.

Para os sistemas do tipo Boomer a onda gerada não é uma sinusoidal perfeita. O

impulso inicia gerando uma pressão positiva, seguindo-se o colapso e uma pressão negativa

(Figura 2.5).

34

Figura 2.5 – Gráfico do impulso da placa Boomer. (adaptado de Applied Acoustic Engineering, 2003).

Este sinal gera um conteúdo em frequências. Para determinar a resolução considera-

se apenas um comprimento de onda que pode ser calculado a partir da duração do impulso ou

da frequência central. Dois ciclos podem ser distinguidos quando estão separados mais do

que λ/2 (λ – comprimento de onda), porém, como se trata de um reflexão, isto acontece

quando as interfaces estão separadas mais do que λ/4. A resolução vertical, calculada

teoricamente será (Equação 2.8):

𝑅𝑒𝑠𝑉 =𝜆

4 (Equação 2.8)

Na sísmica de reflexão, a resolução horizontal é dada pela primeira zona de Fresnel

(Reynolds, 1997), e é uma medida da capacidade de reconhecer variações no espaço. Depende

de vários fatores, como por exemplo a energia não ser refletida num único ponto mas sim

numa região com infinitos pontos de reflexão (Figura 2.6). A resolução horizontal é expressa

da seguinte forma (Equação 2.9):

𝑅𝑒𝑠𝐻 = 2 ∗ √𝜆ℎ

2 (Equação 2.9)

Onde h é a profundidade e λ o comprimento de onda do sinal emitido.

Figura 2.6 – Representação da primeira zona de Fresnel de uma onda. (adaptado de McQuillin et al., 1984).

Após a introdução destes conceitos físicos relacionados com a propagação de ondas

acústicas ou elásticas que servem de base ao equipamento utilizado na aquisição dos dados,

nos próximos pontos será abordada a origem e aquisição dos mesmos.

35

2.2.Origem, aquisição e processamento dos dados

2.2.1. Aquisição de reflexão sísmica de alta resolução – sistema Boomer

Os dados utilizados para a realização desta dissertação foram adquiridos entre os anos

de 2005 e 2017 pelo Instituto Hidrográfico a bordo da lancha hidrográfica NRP “Auriga”.

São dados de cariz geofísico, nomeadamente 23 linhas de reflexão sísmica de alta resolução,

com direções paralelas e perpendiculares à linha de costa, numa malha regular e uniforme em

praticamente toda a área de interesse. Na Figura 2.7 encontram-se representadas as

localizações das linhas sísmicas utilizadas para a interpretação sismo-estratigráfica no

decorrer do trabalho prático (ver também Anexo 1).

Figura 2.7 – Localização das linhas sísmicas adquiridas na plataforma continental a sul da cadeia da Arrábida e

utilizadas para a realização da interpretação sismo-estratigráfica (ver também em Anexo 1).

Os registos de reflexão sísmica monocanal de alta resolução foram obtidos com

recurso a um sistema do tipo Boomer, constituído por uma fonte de energia (capacitor

charging unit), uma fonte acústica (placa Boomer da Applied Acoustics Engineering), uma

cadeia de hidrofones e uma unidade de aquisição de sinal. A fonte de energia é uma unidade

de alimentação de alta tensão com a capacidade de recarregar condensadores com quantidade

de energia necessária num intervalo de tempo curto (Reis, 2017). Pode operar entre os 100 e

300 joules (J) e a sua função é produzir um sinal acústico através de uma descarga de energia

elétrica.

A fonte acústica do tipo boomer foi desenvolvida no início dos anos 60 (Edgerton &

Hayward, 1964 in Jones, 1999) e trata-se de um sistema electromecânico que gera o impulso

acústico por aceleração de massa de água, através de uma bobine elétrica magneticamente

acoplada a um disco metálico localizado por trás de um diafragma de borracha (Reis, 2017).

Esta placa é instalada numa estrutura catamaran, com dois flutuadores laterais, de modo

manter a horizontalidade e flutuabilidade à superfície da água, quando rebocada por uma

embarcação.

A fonte de energia é conectada à fonte acústica através de um cabo de alta tensão que

permite a passagem da energia para geração do movimento na placa Boomer.

Após a geração da onda de pressão pela fonte acústica e reflexão do mesmo no fundo

do mar e formações geológicas subjacentes, este é recebido por uma cadeia monocanal de

36

hidrofones (com pré-amplificador de sinal), rebocada à superfície da água. Para além do sinal

gerado pela fonte acústica e refletido pela estrutura geológica, os hidrofones recebem também

frequências de sinais parasitas (ruído), que podem estar associados à motorização da

embarcação, turbulência da água, tal como a ondulação e ruído ambiente (ex: tráfego

marítimo e estado do mar) (Jones, 1999).

O sinal adquirido através da cadeia de hidrofones é posteriormente digitalizado numa

unidade de aquisição de sinal, através de uma carta ADC que converte o sinal analógico

recebido pelos hidrofones para digital. Este sinal é monitorizado em tempo real com software

de aquisição da IXBLUE (Delph Seismic Acqusition), e os dados gravados em formato SEG-

Y para posterior processamento e interpretação no software da IXBLUE (Delph Seismic

Interpretation).

Os dados obtidos respeitaram determinados parâmetros de aquisição tais como: o

intervalo entre disparos (shooting rate), que representa o intervalo de tempo em

milissegundos (ms) entre duas sucessivas emissões de sinal; o comprimento de gravação

(recording length), que representa o tempo em milissegundos (ms) da aquisição em cada

emissão de sinal; e a frequência de amostragem (sampling frequency), que representa a

frequência com que a carta ADC vai digitalizar o sinal analógico.

Esta frequência de amostragem (fs) deve ser sempre maior que o dobro da largura de

banda do sinal gerado pela fonte acústica, respeitando o critério formalizado por Harry

Nyquist em 1928, no qual é referido que fs ≥ 2B, onde B representa o valor de frequência

máxima do sinal. Se fs/2 for menor que o valor de frequência máxima do sinal, então a

sobreposição das réplicas espectrais impossibilitam a reconstituição do sinal original.

Nos dados utilizados o intervalo de disparos é variável entre os 200 e 500 ms, o

comprimento de gravação definido foi entre os 200 e 490 ms e a frequência de amostragem

de 12 a 16 kHz.

Os dados obtidos foram georreferenciados através de posicionamento com DGPS

(radio Beacon) a uma taxa de 1 Hz, no qual, a cada impulso de sinal recebido é associado um

par de coordenadas.

2.2.2. Processamento de dados

As linhas de reflexão foram processadas com recurso ao software Delph Seismic

Interpretation da IXBLUE. O processamento dos registos de reflexão sísmica segue uma

sequência de etapas fundamentais necessárias ao melhoramento da qualidade dos dados.

No sistema de aquisição de dados, os equipamentos de emissão e receção de sinal

utilizados são rebocáveis a ré do navio, e isto faz com que seja necessária a correção da

distância (layback) entre a parte ativa da cadeia de hidrofones, que recebe o sinal refletido, e

a localização da antena GPS para cada disparo efetuado pela fonte acústica. O software de

processamento converte o eixo das abcissas de tempo em distância (metros, m), e o eixo das

ordenadas é mantido em tempo duplo (milissegundos Two Way Travel Time, ms TWTT), que

corresponde ao tempo de ida e volta do impulso acústico. Esta grandeza, pode ser convertida

também em distância vertical (metros, m), uma vez conhecida a velocidade de propagação do

som nas diferentes unidades sísmicas.

Assim, para o processamento foram aplicados os seguintes parâmetros:

a) Filtro passa-banda entre 300 Hz (passa alto) e 6000 Hz (passa baixo),

correspondendo ao intervalo que cobre as frequências geradas pela fonte

acústica, tendo como finalidade cortar o ruído fora da largura de banda do

sinal e melhorar a qualidade do registo;

b) Ganhos AGC (Automatic Gain Control) de modo a compensar os efeitos da

propagação e absorção da onda acústica na água, onde cada traço é filtrado

de modo a obter uma amplitude média onde os ganhos correspondem ao

inverso do sinal filtrado multiplicado por uma constante;

c) Filtro Swell para correção a variação da distância ao fundo devida à

ondulação. Para a aplicação deste filtro é necessário proceder em primeiro

lugar à marcação do refletor referente ao fundo marinho;

37

d) Stacking, que consiste numa média móvel entre traços (disparos) que permite

melhorar a razão sinal/ruído, mas deve ser utilizado com cautela pois poderá

degradar a resolução horizontal.

Os perfis de reflexão sísmica foram interpretados individualmente, tendo em vista a

identificação das unidades sísmicas presentes na área de estudo, segundo os critérios

apresentados por Mitchum & Vail (1977) para a correta interpretação e identificação das

unidades que compõem as sequências sísmicas, encontrando-se exposto no próximo ponto.

2.3.Estratigrafia sísmica – metodologia

Para compreender a Estratigrafia Sísmica é necessário recuar aos primórdios de um

dos ramos mais antigos da geologia, a Estratigrafia. Conforme a síntese apresentada por

Roque (2007), no início do sec. XIX, William Smith e Georges Cuvier demonstraram pela

primeira vez que era possível subdividir e correlacionar estratos através do seu conteúdo

fossilífero. Este novo método foi utilizado durante 150 anos, até meados do séc. XX, quando

estudos mais detalhados de ocorrências fossilíferas demonstraram que a variabilidade dos

estratos não estava só dependente do tempo mas também das variações ambientais. Com isto,

nos anos 60 do séc. XX, mais concretamente em 1963, Laurence L. Sloss desenvolveu o

conceito de sequência deposicional como entidade conceptual utilizada na análise

estratigráfica de bacias, a partir da observação de padrões repetitivos de carácter sedimentar

e erosivo no registo estratigráfico de bacias cratónicas.

Nos anos 70, Peter Vail e Robert Mitchum integraram e lideraram o grupo da Exxon,

onde adotaram e reformularam o conceito de sequência deposicional de Sloss, sustentando a

nova metodologia e abordagem na interpretação de linhas sísmicas, a Estratigrafia Sísmica.

Assim, segundo Mitchum & Vail (1977) uma sequência deposicional é uma unidade

estratigráfica constituída por uma sucessão contínua de estratos, geneticamente relacionados

e limitada na base e no topo por discordâncias (superfícies de erosão ou não deposição que

separam estratos recentes de rochas mais antigas e representam uma lacuna temporal

significativa) ou pelas suas conformidades correlativas (Figura 2.8).

Estas discordâncias constituem o principal critério físico usado para a determinação

dos limites das sequências deposicionais, pois, ao representarem episódios de erosão ou de

não deposição, têm um significado cronostratigráfico importante. No entanto, segundo

Mitchum et al., (1977a) podem ainda existir descontinuidades do tipo hiatos, que

correspondem ao intervalo total de tempo geológico que não é representado por estratos numa

posição específica ao longo de uma superfície estratigráfica; e do tipo conformidades que

correspondem a superfícies que separam os estratos recentes de rochas mais antigas, mas ao

longo das quais não existem evidências físicas de erosão ou não deposição e onde nenhum

hiato significativo é reconhecido.

Mitchum & Vail (1977) descreveram os critérios e estabeleceram um procedimento

geral para o estudo estratigráfico em secções sísmicas com a finalidade de analisar as

sequências e fácies sísmicas. Foi com base nestes critérios que se realizou a interpretação

sismo-estratigráfica das linhas sísmicas disponíveis para o presente estudo.

Seguindo o procedimento daqueles autores, a análise das linhas sísmicas inclui a

análise da sequência sísmica, onde é interpretada a geometria e terminações das reflexões

que estão delimitadas por superfícies de descontinuidade; e a análise da fácies sísmica, na

qual são descritos o carácter e a configuração das reflexões internas das sequências sísmicas.

No que diz respeito à análise da sequência sísmica, é possível identificar cinco tipos

de terminações de reflexões, onlap, downlap, toplap, truncatura e concordância, sendo estas

terminações o principal critério para reconhecer os limites superior e inferior de uma

sequência sísmica (Mitchum et al., 1977b). Na Figura 2.9 encontra-se exposto o esquema

destes tipos de terminações, tal como as definições de cada um e interpretação geológica.

38

Figura 2.8 – Esquema de uma sequência deposicional idealizada. Limites definidos pelas superfícies A e B (a

vermelho) (adaptado de Roque, 2007).

Figura 2.9 – Tipos de terminações das reflexões e interpretação geológica (adaptado de Roque, 2007).

39

A análise da fácies sísmica tem em conta os diferentes parâmetros sísmicos que são

induzidos por variações na composição e geometria das sequências e, nesse sentido, têm

significado geológico (Roque, 2007). De entre os parâmetros sísmicos distinguem-se a

configuração, a continuidade, amplitude e frequência das reflexões internas. As

configurações das reflexões internas de uma sequência sísmica são variadas e são

relacionadas com o tipo de estratificação, os processos de deposição, erosão e paleotopografia

(Mitchum et al., 1977b). Na Figura 2.10 estão representados vários tipos de configurações

geométricas das reflexões internas que são possíveis de identificar no decorrer da

interpretação sismo-estratigráfica.

Conforme a Figura 2.10, a continuidade das reflexões dá informação geológica

relativa à continuidade dos estratos e aos processos de deposição enquanto a amplitude

explana o contraste de impedância acústica e espaçamento entre camadas e a frequência

reflete a espessura das camadas.

Figura 2.10 – Configurações internas e progradantes dos refletores e ambientes relacionados (adaptado de Roque,

2007).

40

3. ANÁLISE SISMO-ESTRATIGRÁFICA

Neste capítulo será apresentada a descrição das principais sequências sísmicas

presentes na área em estudo, bem como das unidades sísmicas que as constituem.

3.1.Descrição das sequências sísmicas

Aplicando os critérios atrás descritos, nos perfis obtidos no setor da plataforma

continental em estudo, foram identificadas três sequências sísmicas principais, SR, S1 e S2,

compostas por diferentes unidades sísmicas, separadas por um refletor que é identificado em

todos os perfis de reflexão sísmica, materializando uma superfície com expressão regional

As sequências sísmicas SR e S1 são as mais antigas e algo complexas, apresentando

uma grande variabilidade ao longo da área. Para simplificar a descrição sismo-estratigráfica

a área de estudo foi subdividida em duas zonas:

1) ocidental, onde foram identificadas 4 unidades sísmicas que constituem a

sequência S1, delimitadas na base por refletores que não foram identificados em todas as

linhas sísmicas, devido às características das próprias linhas e à distribuição espacial

(horizontal e vertical) destes refletores. Já nos trabalhos realizados nos anos 70 e 80 (e.g.

Boillot et al., 1974; Vanney & Mougenot, 1981, Mougenout, 1989) se reconheceu a

complexidade das unidades sísmicas deste setor da plataforma continental, por se trata de uma

zona cujas formações geológicas correspondem a preenchimentos de paleovales,

nomeadamente do Canhão de Sesimbra;

2) oriental, no qual a unidade presente nesta zona é referente ao substrato rochoso

correspondendo à sequência SR.

Esta divisão longitudinal da plataforma adjacente à Arrábida é coincidente com uma

estrutura do tipo falha identificada nos perfis de reflexão sísmica, cuja localização é

coincidente com um lineamento estrutural já identificado no trabalho de Boillot et al. (1974)

e cartografado na Carta Geológica de Portugal (folha sul, à escala 1:500 000), na área imersa

a sul da cadeia da Arrábida (SPG, 1992). Esta estrutura e as restantes estruturas de deformação

geológica identificadas durante a interpretação dos dados são descritas e discutidas no ponto

3.2..

A sequência sísmica mais recente denominada por S2 foi interpretada como

correspondendo à cobertura sedimentar da plataforma continental, presente em todo o setor

da área de interesse. Internamente foram identificadas 3 superfícies de descontinuidades

principais, nomeadas da mais antiga para a mais recente como R0, R1 e R2, que delimitam 3

unidades sísmicas com a referência de S2U1, S2U2 e S2U3, também da mais antiga para a

mais recente.

Nos próximos pontos encontra-se a descrição das unidades sísmicas identificadas em

cada uma das sequências, tendo em conta os critérios de interpretação de fácies sísmicas já

apresentados, as principais superfícies que as delimitam e as suas características acústicas.

Esta descrição é suportada por alguns perfis de reflexão sísmica, de modo a ilustrar a

interpretação realizada.

3.1.1. Sequência sísmica SR – substrato rochoso

Trata-se da sequência sísmica mais antiga, onde não foi diferenciada qualquer

unidade sísmica, e foi identificada nas linhas sísmicas da zona oriental. Na zona ocidental

esta sequência poderá corresponder à base (não identificada nas linhas) das unidades que

constituem a sequência S1.

Limitada no topo por uma superfície erosiva (descrita no ponto A de 3.1.3.), a

sequência é caraterizada por reflexões internas com boa continuidade, de amplitude e

frequência média a elevada. Estas reflexões apresentam uma configuração geométrica

paralela e sub-horizontal, exceto nos locais em que é afetada por deformação frágil e dúctil.

41

3.1.2. Sequência sísmica S1

A sequência sísmica S1 é constituída por 4 unidades sísmicas, que são materializadas

na base por refletores que foram identificados na maior parte dos perfis de reflexão sísmica.

A descrição das unidades sísmicas são apresentadas nos pontos seguintes respeitando a ordem

da mais antiga para a mais recente.

A. Unidade sísmica S1U1

A unidade sísmica S1U1 encontra-se limitada na base pelo refletor denominado por

H1, identificado em poucas linhas sísmicas. O refletor H1 é bastante irregular e apresenta

baixa amplitude e foi interpretado como a base de uma série de enchimento, da qual a unidade

S1U1 corresponde à primeira unidade, a mais antiga.

Do ponto de vista acústico a unidade sísmica S1U1 caracteriza-se por apresentar uma

fácies semi-transparente a caótica, amplitude baixa e elevada frequência nas reflexões

internas, apesar destas serem descontínuas e bastante difusas.

Em alguns locais é possível identificar alguns blocos que apresentam reflexões

internas sub-paralelas, eventualmente estas podem estar associadas ao preenchimento de topo

desta unidade, mais regular, demonstrando assim uma variação vertical (Figura 3.1A).

B. Unidade sísmica S1U2

A unidade sísmica S1U2 é uma das unidades com maior expressão espacial,

representando grande parte do enchimento deste paleovale estando presente em praticamente

toda a zona ocidental da área de estudo.

Esta unidade está delimitada na base pelo refletor H2, que apresenta uma

continuidade bastante irregular, fraca amplitude, e geometria ondulada segundo uma direção

aproximada W – E (Figura 3.1), e geometria mais regular segundo uma direção N – S (Figura

3.2). Apesar da expressão espacial, a sua distribuição é relativamente irregular, pois não se

observa em todas as linhas. Este facto pode estar associado aos dados utilizados não terem

comprimento de gravação suficiente para atingir maiores profundidades onde esta superfície

se pode encontrar.

A unidade S1U2 foi subdividida em duas sub-unidades – S1U2a e S1U2b, separadas

pelo refletor H3, de interpretação algo subjetiva, que se carateriza por possuir boa

continuidade e amplitude média. Com parâmetros muito semelhantes aos restantes refletores

internos da unidade sísmica S1U2 (amplitudes médias e frequências média a elevada), a

identificação do refletor H3 foi efetuada a partir das terminações em toplap de algumas das

reflexões internas do topo da subunidade S1U2a.

Esta diferenciação em duas subunidades apenas se consegue encontrar nas zonas em

que S1U2 apresenta maior espessura e sem deformação dos refletores, nomeadamente na zona

central do enchimento do paleovale (Figura 3.1A).

A deformação da unidade S1U2 pode estar relacionada com eventuais reajustes da

formação adjacente, S1U1, devido à carga imposta pela unidade mais recente e um provável

comportamento físico-mecânico de carácter plástico da unidade mais antiga.

C. Unidade sísmica S1U3

A unidade sísmica S1U3 encontra-se estratigraficamente sobrejacente à unidade

descrita anteriormente. É materializada inferiormente pelo refletor identificado como H4,

caraterizado por boa continuidade e fraca amplitude. A geometria deste refletor varia

consoante a direção, pois segundo uma orientação aproximada W-E apresenta-se bastante

irregular com diversos entalhes bem conservados e preenchidos pela unidade sísmica S1U3

(Figura 3.1A). Por outro lado, na direção N-S esta superfície apresenta-se bastante regular e

com inclinação no sentido do bordo da plataforma (Figura 3.3). Este refletor não foi

identificado em todas as linhas sísmicas, o que sugere um confinamento da unidade S1U3 ao

centro da sequência de enchimento. Em termos acústicos, a unidade sísmica S1U3 é

42

caracterizada por uma fácies semi-transparente a caótica, onde as reflexões internas

apresentam amplitudes baixas e difusas, mas com elevada frequência.

D. Unidade sísmica S1U4

A finalizar a sequência de preenchimento de paleovale foi identificada uma última

unidade denominada por S1U4. Esta unidade é delimitada na base pelo refletor definido por

H5, caracterizado por possuir boa continuidade e amplitude média. Este foi identificado

apenas nas linhas sísmicas cuja extensão se desenvolve até ao bordo da plataforma, o que

significa que esta superfície representará a base de uma unidade sísmica mais distal.

A unidade sísmica S1U4 caracteriza-se por uma fácies sísmica com reflexões internas

com boa continuidade e amplitude, bastante rítmica, ou seja, com uma frequência elevada.

Estas reflexões inclinam no sentido do bordo da plataforma demonstrando assim uma

configuração progradante no mesmo sentido. Como se pode observar na linha sísmica da

Figura 3.4, de direção N-S, as reflexões internas terminam no topo contra uma superfície

erosiva muito bem marcada, levando a considerar que esta configuração progradante se

desenvolveria desde de uma zona mais proximal até uma zona mais distal.

Ao observar o perfil da Figura 3.5, de direção aproximada W-E, a configuração das

reflexões internas presentes neste local e segundo esta direção ilustram a geometria de

enchimento de paleovale de grandes dimensões.

3.1.3. Sequência sísmica S2

A sequência sísmica S2 é constituída por três unidades sísmicas delimitadas na base

e no topo por refletores que foram identificados em praticamente todos os perfis de reflexão

sísmica disponíveis para este trabalho. A descrição das unidades sísmicas desta sequência é

apresentada por ordem cronológica, da base (mais antiga) para o topo (mais recente).

A. Unidade sísmica S2U1

Na base da sequência sísmica S2, a unidade sísmica S2U1 encontra-se limitada na

base por um refletor denominado por R0, de amplitude média a elevada, com boa

continuidade lateral, identificada em todos os perfis analisados. Trata-se de uma superfície

erosiva, com expressão regional na área de interesse, apresentando uma morfologia aplanada

no sector mais ocidental e irregular no sector mais oriental da área. Esta superfície termina

junto ao bordo da plataforma aproximadamente entre os 120 e 140 metros de profundidade

(+/- 10m), e tem uma suave inclinação inferior a 1º para SW. Nos locais onde o refletor R0

aflora, torna-se coincidente com o fundo rochoso atual (superfície diacrónica).

De uma forma geral a unidade sísmica S2U1 é caracterizada por reflexões internas

de média a elevadas amplitudes e frequências, com configuração progradante no sentido do

bordo da plataforma, onde os refletores internos terminaram em downlap contra R0. Esta

configuração tem maior expressão na zona ocidental, junto ao Cabo Espichel, e é observável

em perfis de direção aproximadamente N-S (Figura 3.2). Em perfis de direção

aproximadamente WSW-ENE a configuração dos refletores internos da unidade sísmica

S2U1 é paralela a subparalela (Figura 3.1A). Esta unidade encontra-se distribuída pela

plataforma continental até uma profundidade de cerca dos -100 m, podendo, localmente, em

especial quando o refletor R0 apresenta uma geometria de paleovale, atingir cotas

ligeiramente superiores (Figura 3.6). Esta unidade sísmica é limitada no topo pelo refletor R1,

que materializa a base da unidade sísmica S2U2.

B. Unidade sísmica S2U2

A unidade sísmica S2U2 é delimitada na base pelo refletor R1 e R0, dependo do local

onde esta se encontra. O refletor R1é caracterizado acusticamente por uma boa continuidade

e amplitude média. A sua expressão e distribuição espacial é maior na zona ocidental da área,

limitando, o topo da unidade sísmica S2U1. Esta superfície não tem carácter erosivo, podendo

43

ser uma superfície de não deposição ou de aplanação, que termina no sentido do bordo da

plataforma.

De uma forma geral, a unidade sísmica S2U2 é caracterizada por uma fácies sísmica

onde as reflexões internas tem amplitudes e frequências variáveis, com variabilidade lateral.

No setor ocidental da área, esta unidade apresenta amplitudes e frequências médias a elevadas,

com configuração progradante no sentido do bordo da plataforma, com as reflexões a

terminarem em downlap contra R1. Estas caraterísticas são particularmente observadas nas

linhas sísmicas de direção aproximadamente N-S (Figura 3.2). No entanto, a configuração

progradante desta unidade foi também reconhecida na direção WSW-ENE, a sul do

promontório do Cabo Espichel, terminando as reflexões em downlap contra R1 no sentido do

quadrante E. No sector oriental, a unidade sísmica, delimitada na base por R0 (Figura 3.7)

apresenta características acústicas diferentes, com amplitudes baixas a médias e frequência

média das reflexões internas. A configuração dos refletores, que se apresentam quase

transparentes, é paralela. Esta unidade sísmica é limitada no topo pelo refletor R2.

C. Unidade sísmica S2U3

A unidade sísmica S2U3 é a mais recente das unidades que constituem a sequência

sísmica S2 e, está delimitada na base pelo refletor R2, em alguns locais por R0, e no topo pelo

refletor Fundo, correspondendo ao atual fundo marinho.

O refletor R2 apresenta uma boa continuidade e amplitude em toda a área de interesse.

Trata-se de uma superfície não erosiva (aplanação/não deposição), identificada em todos os

perfis analisados, o que lhe confere um caracter regional em toda a área estuda. Para além de

ser a superfície de base de S2U3, este refletor limita superiormente as unidades sísmicas

subjacentes que foram descritas anteriormente (Figura 3.1).

A unidade sísmica S2U3 é caracterizada no geral por uma fácies sísmica com

reflexões internas de amplitudes, frequências e continuidade bastante variáveis e compatíveis

com a variabilidade dos processos que podem estar na sua origem. Em termos de configuração

geométrica, os refletores apresentam-se essencialmente paralelos e horizontais em toda a área

estudada. Em alguns locais junto à costa, esta unidade apresenta uma fácies sísmica com

frequência elevada e configuração caótica, fácies que se encontra bem delimitada e confinada

a uma determinada área.

44

Figura 3.1 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Em A metade da linha sísmica da

zona ocidental e em B metade referente à zona oriental da área de interesse. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1e 2).

A

B

45

Figura 3.2 – Linha sísmica 170316LINE2 interpretada com identificação das principais

sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha

sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

Figura 3.3 – Linha sísmica 160127LINE1 interpretada com identificação das principais

sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha

sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

46

Figura 3.4 – Linha sísmica 171129LINE1 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na

Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

Figura 3.5 – Linha sísmica 171128LINE2 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores. Localização da linha sísmica na

Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

47

Figura 3.6 – Linha sísmica 170315LINE2 interpretada com identificação das principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores.

Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

Figura 3.7 – Linha sísmica 170315LINE5 interpretada com identificação das

principais sequências e unidades sísmicas separadas pelos principais refletores.


48

3.2.Estruturas identificadas na plataforma continental

Na área em estudo foram identificadas no decorrer da interpretação sismo-

estratigráfica algumas estruturas geológicas, aparentemente com expressão regional. Estas

estruturas observadas parecem ser o reflexo da herança de estruturas pré-existentes ao nível

do soco paleozóico, geradas devido à distensão litosférica que deu origem à abertura do

Atlântico Norte. Estas estruturas de distensão foram reativadas, por efeito do campo de

tensões alpino, durante a inversão miocénica e, posteriormente na fase Ibero-Manchega, no

decorrer do Plancenciano (Pliocénico Sup.) e Gelasiano (Plistocénico Inf.).

Estratigraficamente, as estruturas identificadas e cartografadas (Figura 3.8)

encontram-se todas ao nível da sequência sísmica SR e são, maioritariamente, estruturas de

deformação frágil, ou seja, falhas.

3.2.1. Estruturas de deformação dúctil

No substrato rochoso, na zona oriental adjacente à cadeia da serra da Arrábida, foi

caracterizada uma estrutura de deformação dúctil, um dobramento antiforma (D1) de plano

axial (PA1) essencialmente vertical e charneira com direção NE-SW, fletindo para uma

direção aproximadamente NW-SE, indiciando assim um possível redobramento do antiforma,

no qual o segundo plano axial (PA2?) tem uma direção aproximada NNE-SSW (Figuras 3.8,

3.9 e 3.10). Geometricamente trata-se de dobra de abertura suave entre flancos (≈170º), onde

o flanco com mergulho para o quadrante Norte inclina cerca de 2º a 4º, e o flanco oposto tem

uma inclinação entre os 5º e 6º para o quadrante Sul. Esta estrutura apresenta uma direção

paralela à direção geral dos antiformas que constituem a cadeia da Arrábida, como é o

exemplo do anticlinal do Formosinho (Figura 1.4).

Figura 3.8 – Cartografia das estruturas geológicas de deformação identificadas no decorrer da interpretação

sismo-estratigráfica dos dados utilizados (ver também em Anexo 1).

3.2.2. Estruturas de deformação frágil

A Oeste da dobra D1 foi cartografada uma falha, denominada por F1, observada em

várias linhas, facto que permitiu confirmar a sua orientação. Trata-se de uma falha com

movimentação essencialmente vertical, de direção NW-SE, com abatimento do bloco SW em

relação ao plano de falha (Figura 3.9 e 3.11).

49

Figura 3.9 – Linha sísmica 050311LINE35 interpretada com identificação das principais estruturas geológicas (F1 e D1) e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver

também em Anexo 1 e 2).

Figura 3.10 – Linha sísmica 170315LINE6 interpretada com identificação do plano axial

PA1 de D1 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver


Figura 3.11 – Linha sísmica 170315LINE7 interpretada com identificação da falha F1 e

sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo

1 e 2).

50

Esta estrutura pertence à mesma família de fraturas de direção NW-SE que estão

cartografadas em território emerso.

Sendo estas as estruturas principais que afetam a sequência sísmica SR na zona

oriental da área, será de admitir que estas estruturas sejam contemporâneas da inversão

tectónica que decorreu durante o Miocénico, e que está na origem da serra da Arrábida. O

facto da dobra D1 apresentar características geométricas e estruturais semelhantes às

cartografadas em terra, nomeadamente a direção do plano axial principal (NE-SW) infletindo

segundo direção perpendicular (NW-SE), demonstra a complexidade da estrutura e pressupõe

uma formação sob um regime tectónico compressivo, como aquele que se registaria durante

a inversão miocénica, segundo a direção de compressão principal NNW-SSE.

A hipótese da falha F1 estar associada a uma estrutura herdada do soco é apoiada por

uma linha de reflexão sísmica multicanal explorada por Brito (2009) e representada na Figura

3.12. A linha sísmica faz parte de um levantamento realizado em 1979 pela companhia

Texaco, tendo como objetivo a pesquisa de hidrocarbonetos no offshore a sul da península de

Setúbal (Figura 3.12).

Figura 3.12 – (A) Localização da linha sísmica multicanal GSI-47 (verde), (B) Interpretação sismo-estratigráfica

das principais estruturas geológicas de deformação frágil (F1, F2 e F3 a amarelo) e a vermelho com transparência

a presença de um eventual corpo ígneo. A linha roxa a tracejado indica o limite do comprimento de gravação dos

dados utilizados obtidos com o sistema Boomer (figuras adaptadas de Brito (2009) exceto interpretação).

Brito (2009) na sua interpretação sismo-estratigráfica não prolonga as falhas até ao

topo da unidade sísmica superior, provavelmente devido à resolução do sistema mas,

comparando com as linhas sísmicas de elevada resolução analisados no presente trabalho,

propõe-se que a unidade superior de Brito (2009), corresponde ao substrato rochoso e assim

de provável idade ante-pliocénica. Assim sendo, e verificando a localização das várias

estruturas, considera-se que a estrutura profunda identificada por Brito (2009), corresponde

ao enraizamento da falha F1, subaflorante na área que está a ser estudada.

Recorrendo ainda a esta linha sísmica (reproduzida na Figura 3.12) observa-se no

sector ocidental, junto ao cabo Espichel, a presença de uma estrutura bastante profunda

(pintada a vermelho), com uma fácies sísmica cujas reflexões internas são bastante difusas.

Na linha sísmica da Figura 3.13, no extremo WSW, observam-se reflexões semelhantes,

apesar de estarem em parte mascaradas pelo múltiplo do sinal acústico.

Pelas características acústicas que apresenta, propõe-se tratar de uma estrutura de

origem ígnea, resultante de uma eventual intrusão com idade provável fini-cretácica. Esta

estrutura está limitada por falhas com movimentação essencialmente vertical e denominadas

por F2 e F3 (Figura 3.8).

51

Figura 3.13 – Excerto da linha sísmica 160129LINE1 interpretada com identificação das falhas F2 e F3 e sequências sísmicas. A vermelho transparente o provável corpo ígneo identificado.


52

Esta hipótese é concordante com a distribuição de anomalias magnéticas reduzidas

ao polo da Peninsula de Setúbal (carta de anomalias na escala 1:50 000, Silva Azevedo, 1992),

nomeadamente uma anomalia positiva evidente a sul do Cabo Espichel (Figura 3.14). Esta

carta foi construída a partir do levantamento aeromagnético da plataforma continental de

Portugal, na escala 1:200 000, pela Fairey Survey, Lda. (1969).

Mais recentemente, Neres et al. (2006) realizaram um levantamento magnético numa

área ao largo da costa entre o Cabo da Roca e Sesimbra, com base no primeiro reconhecimento

desta área realizado em 1958 por Allan (1965) e a distribuição das anomalias obtidas (Figura

3.15) foi associada aos eventos do final do Cretácico, nomeadamente a intrusão do complexo

de Sintra e o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL).

Figura 3.14 – Excerto da carta de anomalias reduzidas ao polo (vectorizada), na escala 1:50000, da zona sul do

Cabo Espichel (adaptado de Silva Azevedo, 1992).

Figura 3.15 – Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao polo apresentado por Neres et al. (2016), em (A)

ampliação da zona de interesse onde se identifica uma anomalia magnética no Cabo Espichel.

Outras duas estruturas que foram identificadas foram as falhas F4 e F5 (Figura 3.8).

Com uma direção NNW-SSE e movimentação essencialmente vertical com abatimento do

bloco W, estas estruturas são paralelas entre si e localizam-se junto ao limite entre as

sequências sísmicas SR e S1. Estas estruturas controlam o bordo mais oriental da depressão

estrutural que deu origem ao paleovale alinhado com o Canhão de Sesimbra. Esta hipótese já

havia sido levantada por Boillot et al. (1974), que associa as fraturas com direções NW-SE e

NE-SW, presentes na plataforma continental ao encaixe e desenvolvimento de paleovales.

Segundo o mesmo trabalho, algumas das falhas estão “seladas” por preenchimento de

53

paleovale ou camadas sedimentares horizontais que localmente são afetadas por falhas.

Na linha sísmica da Figura 3.16, junto à falha F4 observa-se a deformação que afeta

as unidades S1U1 e S1U2, que pode ser contemporânea do movimento vertical destas falhas,

refletindo uma provável deformação sin-sedimentar.

Pelo exposto, considera-se que estas falhas (F4 e F5) reconhecidas e cartografadas na

zona estudada, correspondem a estruturas mais profundas, cuja reativação durante a fase

tectónica Ibero-Manchega referida no ponto C de 1.3.2., terá estado na origem da grande

depressão que se encontra ao largo de Sesimbra, preenchida com os sedimentos plio-

quaternários.

Outros lineamentos foram ainda cartografados como se observa na Figura 3.8. A

identificação destas estruturas nas linhas sísmicas analisadas é subjetiva, devido à fácies

sísmica, à profundidade a que se encontram (muito perto da linha de costa) e ao tipo de

sistema utilizado. No entanto, a análise do mapa de declives (Figura 1.10) levanta a hipótese

do eventual controlo estrutural na variação do declive.

Uma das estruturas identificadas a partir da aplicação deste critério, e apoiado nas

linhas sísmicas das Figura 3.17 e 3.18, foi a falha FA’ (Figura 3.8). Esta falha tem uma

orientação WSW-ENE e encontra-se a profundidades interiores a 100 m, coincidindo com a

variação do declive da plataforma. A localização deste lineamento coincide com o término de

grande parte as linhas sísmicas perpendiculares à linha de costa, estando mascarada, nas

linhas sísmicas, com a presença de múltiplos. Por esse motivo, salvo exceção onde foi

interpretada a presença desta falha (provável) como é ilustrado nas figuras anteriormente

mencionadas, este lineamento foi deduzido a partir da variação de inclinação da superfície

morfológica da plataforma continental.

Considerando a estrutura geral do setor, não só imerso como emerso, a presença desta

estrutura permite justificar o padrão encontrado nos níveis crustais estudados. Nesse sentido,

FA’ terá origem numa estrutura profunda do mesmo tipo e com a mesma orientação da Falha

da Arrábida ou num plano de falha mais superficial, ramificado desta falha principal.

54

Figura 3.16 – Excerto da linha sísmica 0503011LINE35 interpretada com identificação

da falha F4 e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver


Figura 3.17 – Excerto da linha sísmica 170314LINE3 interpretada com identificação da

falha FA’e sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também

em Anexo 1 e 2).


sequências sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

55

Por fim, a falha F6 que se localiza junto ao bordo da plataforma, foi identificada

apenas numa única linha sísmica (Figura 3.19), pelo que a sua orientação não está

devidamente comprovada com outras linhas sísmicas. Por esse motivo, coloca-se a hipótese

de ter uma orientação aproximada WSW-ENE. Pelo tipo de deformação dos refletores,

considera-se que se trata de uma falha com uma componente de desligamento esquerdo.

Figura 3.19 – Linha sísmica 160126LINE6 interpretada com identificação da falha provável F6 e sequências

sísmicas. Localização da linha sísmica na Figura 2.7 (ver também em Anexo 1 e 2).

3.3.Síntese da interpretação sismo-estratigráfica

A área de estudo é bastante complexa. A coluna sismo-estratigráfica contempla três

sequências sísmicas, SR, S1 e S2, constituídas no total por 8 unidades sísmicas, com

características bem distintas, separadas por 7 superfícies, cada uma das quais representando

um evento à escala geológica (Figura 3.20).

A sequência SR é a referente ao substrato rochoso, tendo-lhe sido atribuída uma idade

ante-pliocénica. Está presente maioritariamente em toda a zona oriental da área. A sequência

S1 integra as unidades sísmicas que, pelos seus atributos sísmicos e características

geométricas, indicam ser um provável enchimento sedimentar, configurando um paleovale,

possivelmente com forte controlo estrutural. Esta afirmação é apoiada em trabalhos

anteriores, tal como Boillot et al. (1974) que apresenta a cartografia deste preenchimento

neste sector da plataforma e que terá ocorrido durante o Plio-Quaternário, sendo coincidente

com o denominado Canhão de Sesimbra. O enchimento deste paleovale foi faseado e

resultante de diferentes ciclos eustáticos, conforme as 4 unidades sísmicas identificadas na

sequência S1 o revelam.

A sequência S2 representa a distribuição dos depósitos sedimentares que cobrem a

plataforma continental, estando depositada sobre uma superfície mais ou menos aplanada, de

natureza erosiva bem evidente e com expressão regional, que trunca todas as unidades

sísmicas mais antigas.

No que diz respeito às estruturas de deformação identificadas e cartografadas, estas

estruturas afetam exclusivamente, as unidades sísmicas mais antigas. A maior parte das

estruturas são do tipo falha, muito provavelmente correspondendo á expressão superficial de

estruturas mais antigas enraizadas no soco antigo (Paleozóico) e que foram reativadas em

regime distensivo durante a abertura da BL e Atlântico Norte durante o Mesozóico.

56

Posteriormente durante a fase Bética da orogenia alpina (Miocénico), estas estruturas

profundas e antigas foram novamente reativadas mas em contexto de inversão tectónica,

devido ao regime compressivo que se começou a fazer sentir no final do Cretácico, com a

colisão tripla das placas litosféricas Iberia-Euro-Asiática-Núbia, levando mais tarde a

soerguimento geral no caso da placa Iberia no Pliocénico. Este contexto geodinâmico persiste

até aos dias de hoje.

Figura 3.20 – Coluna sismo-estratigráfica das sequências sísmicas identificadas.

57

4. MODELO EVOLUTIVO

A plataforma continental adjacente à cadeia da Arrábida evoluiu de forma complexa

no que diz respeito a processos de geodinâmica interna e externa. Como descrito

anteriormente e recorrendo apenas aos dados analisados, a coluna sismo-estratigráfica da

plataforma foi subdividida em três sequências distintas, duas mais antigas, referente ao

substrato rochoso e outra ao enchimento de paleovale, e uma sequência mais recente, que

corresponde à unidade sedimentar recente da plataforma continental.

No que diz respeito as sequências mais antigas e, tendo em conta tudo o que foi

descrito anteriormente, é apresentado neste capítulo um modelo evolutivo pós-Miocénico,

dando particular ênfase ao período mais recente, posterior ao Último Máximo Glaciar (UMG),

período que, no Atlântico Norte, ocorreu entre os 20 000 e 18 000 anos.

O modelo de evolução que será exposto neste capítulo assenta dos trabalhos

conhecidos sore a cobertura sedimenta da margem portuguesa, a evolução do nível médio do

mar desde o UMG e a análise cuidada da sequência sedimentar recente, encontrada na zona

de estudo.

4.1.Evolução pós-miocénica

Abaixo do refletor R0, as sequências SR e S1 representam o conjunto de unidades

sísmicas do substrato mais antigo, interpretado como sendo Miocénico (SR) e Plio-

Quaternário (S1). Conforme já mencionado, as caraterísticas deste refletor e sua expressão

regional, levam a concluir que corresponderá a uma extensa superfície erosiva, formada no

decurso das descidas do NMM, que ocorreram nos ciclos eustáticos Quaternários, o último

dos quais culminou com o Último Máximo Glaciar. Por este motivo, o R0, no decurso do

trabalho, foi renomeado como UMG (?).

Abaixo do refletor UMG (?), as sequências apresentam uma variabilidade espacial

notável, estando condicionadas pela presença de uma estrutura do tipo falha bastante

importante e que divide a plataforma continental em dois setores (Figura 1.6 e 4.2). No setor

Oeste, a sequência corresponde ao enchimento de uma grande depressão, enquanto no setor

Este, se observa um substrato rochoso referente à sequência SR, constituído por formações

provavelmente detríticas (idade ante-pliocénica), depositadas horizontalmente e mais

regulares, posteriormente afetadas por estruturas do tipo falha e dobramento. O estilo de

deformação, em particular o dúctil, apresenta direção paralela às estruturas cartografas na

cadeia da Arrábida, afetando as séries mesocenozóicas. Nesse sentido, é de considerar que

possam ter sido deformadas no mesmo contexto tectónico.

No setor ocidental, as unidades sísmicas da sequência S1 leva a uma interpretação

geológica também ela complexa, ainda que a existência de paleovales e ravinas a sul do Cabo

Espichel já tenha sido referenciada anteriormente por Boillot et al. (1974), cuja génese e

desenvolvimento foi atribuída à presença de falhas, estas depressões foram preenchidas por

camadas sedimentares durante o Plio-Quaternário.

Vanney & Mougenot (1981) no seu trabalho referem que estes paleovales são

instáveis em área geograficamente pequenas, em particular nas proximidades da cabeceira

dos canhões, onde o recuo significativo do bordo e/ou pela presença de estruturas tectónicas

pré-existentes, leva a que os talvegues destes vales tenham uma geometria variada. Assim, é

de admitir que a depressão identificada ao largo de Sesimbra, totalmente preenchida pela

sequência S1, constitua um grande paleovale, tributário do denominado Canhão de Sesimbra

(CS). O preenchimento destes paleovales será de idade Plio-Quaternária, correlacionando-o

com as numerosas oscilações eustáticas e episódios tectónicos que ocorreram desde o final

do Miocénico até ao Plistocénico (Mougenot, 1989).

Em relação às características dos materiais que preenchem estas depressões, os

autores acima mencionados e, com base na análise acústica, indicam uma natureza

diversificada, regra geral material composto por detritos grosseiros e heterométricos (fácies

caótica), sugerindo a deposição num ambiente de alta energia. No sentido da plataforma, as

reflexões tornam-se estratificadas e com leve inclinação, indicando um material detrítico mais

58

fino e bem calibrado, tipicamente de ambiente de menor energia.

Estas características mencionadas por estes autores são semelhantes aquelas que

foram identificadas nos perfis sísmicos analisados no âmbito do presente trabalho. Como se

pode observar no linha sísmica 171129LINE1 (Figura 3.4), de orientação N-S, que foi

interpretado como sendo um perfil paralelo ao sentido do preenchimento do paleovale do CS

onde S1U1 apresenta uma fácies sísmica caótica e reflexões difusas sugerindo assim a

presença de um material mais grosseiro e heterométrico em zona mais proximal; e no sentido

do bordo da plataforma, numa zona mais distal, a unidade S1U4 apresenta uma fácies sísmica

claramente progradante. Assim, e de acordo com o descrito anteriormente, sugere-se uma

variação na hidrodinâmica de uma zona proximal a costa para uma zona mais distal.

Outro resultado obtido através da análise dos perfis de reflexão sísmica está exposto

na Figura 4.1, o qual mostra a localização aproximada da linha dos talvegues dos canais que

poderiam constituir o paleovale tributário do canhão de Sesimbra. Este resultado também já

havia sido apresentado por Boillot et al. (1974) (Figura 4.2), no entanto é de destacar a

variação da direção destas linhas, de uma posição aproximadamente paralela para uma

direção perpendicular ao bordo da plataforma. Esta variação estará relacionada pela presença

das falhas F4 e F5 (Figura 3.8).

Figura 4.1 – Localização aproximada dos talvegues dos canais que constituiriam o paleovale do CS obtida através

da interpretação das linhas sísmicas utilizadas (ver também em Anexo 1).

59

Figura 4.2 – Cartografia da localização dos talvegues e estruturas geológicas segundo Boillot et al. (1974).

Localização das falhas F4 e F5 projetadas sobre a presente cartografia.

A base do paleovale estará localizada a profundidades na ordem dos -200 m e o seu

enchimento sedimentar terá uma idade provável Plio-Quaternária (unidade GSI2 in Brito,

2009). Esta observação está de acordo com a sondagem de Belverde (Figura 4.3) que

amostrou cerca de 130 m de areias plio-plistocénicas assentes em discordância com

formações subjacentes do Miocénico superior (Pais et al., 2003), bem como o trabalho de

Azevedo (1982) in Cabral (1993), que documentam uma espessura de 300 m destas formações

na zona do Pinhal Novo.

Figura 4.3 – Coluna crono-lito-estratigráfica da sondagem de Belverde (localização: 38º 35’ 34,1” N;

9º 8’ 24,7”W), realizada entre Março e Dezembro de 2001, com destaque para as formações

classificadas como pertencentes ao Miocénico superior e Pliocénico. A seta a vermelho indica a

discordância entre o Pliocénico e o Miocénico superior (adaptado de Pais et al., 2003).

F4

F5

60

Na linha sísmica 050311LINE35 (Figura 3.16) observa-se junto à falha F4 que as

unidades S1U1 e S1U2 estão bastante deformadas, podendo tratar-se de uma deformação sin-

sedimentar. Segundo Cabral (2012), os sedimentos do Pliocénico mais recente (2,58 – 1,8

Ma, Quaternário inferior) constituem o enchimento sedimentar de antigas bacias

compressivas do Miocénico, estando afetados pelo deslocamento ao longo de grandes falhas

e apresentando evidências de terem sido elevados. Assim, coloca-se a hipótese da falha

materializar o bordo oriental do paleovale do CS sendo e a deformação observada nas

unidades ser contemporânea de parte da movimentação vertical desta estrutura.

A geometria do refletor de base da unidade sísmica S1U3, onde se observam várias

depressões bem preservadas, interpretadas como sendo o reflexo do entalhe de várias paleo-

linhas de água, sugerem processos de erosão subaérea. O entalhe destas linhas pode ter

ocorrido na sequência de um rápido rebaixamento do nível de base (NMM), devido às

oscilações eustáticas que se fizeram sentir durante o Quaternário (Haq et al., 1987) e

influência da tectónica ativa. Posteriormente, com a subida do nível de base, as depressões

foram preenchidas como se observa na figura da linha sísmica 050311LINE35 (Figura 3.1A).

Esta interpretação é concordante com o esquema apontado por Cabral (1993) em Manupella

et al. (1999), segundo o qual a evolução quaternária na região da Península de Setúbal está

marcada pela passagem de sedimentogénese, no Pliocénico, a gliptogénese, no Quaternário,

por erosão fluvial associada ao encaixe da rede de drenagem, e em resposta a uma

modificação na evolução tectónica regional, com inversão da subsidência para levantamento

em quase toda a região.

No ponto C de 1.3.2. já foi referido que a taxa média de soerguimento de Portugal

Continental durante o Pliocénico e Quaternário será cerca de 0,1-0,2 mm/ano, no entanto

trabalhos como de Ressureição et al. (2013), no arco Troia-Sines mais especificamente em

Melides, a sul da área de estudo, sugerem uma taxa de movimentação vertical deste o

Placenciano, cerca de 0,04-0,05 mm/ano; Cunha et al. (2015) apresenta uma taxa de

soerguimento crustal na zona do Cabo Espichel de 0,061 – 0,039 mm/ano, tendo em conta a

plataforma do Cabo Espichel como referência altimétrica entre os 220 e 140 m e idade de 3,6

Ma (datação precisa, comunicado pelo próprio autor).

É de referir, no entanto, que os movimentos verticais apresentam, por vezes, contraste

regionais, conforme os trabalhos de Cabral (1993, 2012), onde, na península de Setúbal se

observa que o local com um maior uplift é referente à cadeia da Arrábida, e na zona onde se

localiza o Mar da Palha (estuário do Tejo) terá ocorrido subsidência (Figura 4.4).

Para além destes movimentos crustais, contribuíram para os processos de

geodinâmica externa dominantes neste setor, as oscilações eustáticas, tal como a ocorrida há

3 Ma, quando o nível do mar se situava 60 m acima do atual (Haq et al., 1987) (Figura 4.5).

61

Figura 4.4 – Mapa dos movimentos verticais neotectónicos de Portugal Continental, acumulados

aproximadamente nos últimos 3 M.a., e elaborado com base no levantamento de terraços marinhos e encaixe de

redes hidrográficas. As isolinhas referentes aos movimentos encontram-se em centenas de metros. Destaque para

a região da área de estudo (adaptado de Cabral, 2012).

Figura 4.5 – Curva da variação do nível do mar nos últimos 30 M.a., com destaque para a posição relativa do

nível médio do mar há cerca de 3 M.a., 60 m acima do nível atual (adaptado de Haq et al., 1984).

Conjugando estes dois eventos, eustáticos e tectónicos, de elevada complexidade

interpretativa, assume-se hipotéticamente que as unidades sísmicas S1U1, S1U2, S1U3 e

S1U4 podem corresponder a depósitos sedimentares que preenchem o paleovale do Canhão

de Sesimbra, de natureza terrígena, fornecidos pelo pré-Tejo. Esta afirmação está alinhada

com os estudos realizados por Azevedo (1982), onde foram analisadas as estruturas

sedimentares nos depósitos pliocénicos da península de Setúbal, através de um extenso

62

levantamento das características geométricas dessas estruturas (estratificação obliqua, canais

e estruturas convolutas).

Os resultados obtidos por esta autora permitiram concluir que a escorrência do Tejo

ancestral ocorreria na direção geral 225º, e que a rede de drenagem, neste período teria uma

configuração meandriforme, sem estrutura estuarina ou deltaica bem diferenciada, sugerindo

tratar-se de uma grande planície aluvial costeira (o trabalho não exclui a existência de um

delta mais a Oeste). Esta tese é comprovada por outro braço do rio que sairia na zona de

Setúbal, na zona da Pedra Furada, onde foram medidas paleocorrentes com direção 225º

(Figura 4.6).

Figura 4.6 – Projeções estereográficas das medições de paleocorrentes em formações pliocénicas na Península de

Setúbal com direção geral de 225º (indicação seta negra) (adaptado de Azevedo, 1982).

Como se pode verificar a interpretação dos resultados obtidos permitiram discutir

alguns pontos sobre a eventual evolução das sequências sísmicas mais antigas, nomeadamente

o que diz respeito ao preenchimento do paleovale do Canhão de Sesimbra.

As implicações tectónicas e oscilações eustáticas que se fizeram sentir desde o final

do Miocénico são responsáveis pela evolução da área de estudo, mas por outro lado a

conjugação de ambas as variáveis torna-se algo complexa e de difícil interpretação,

considerando apenas os dados analisados.

Nos pontos seguintes será abordada a eventual evolução da sequência sísmica S2,

mais recente, que culminou no máximo regressivo há cerca de 20 000 a 18 000 anos atrás.

No entanto, é de questionar o hiato de 1,8-2 Ma existente entre as sequências mais

antigas (SR e S1) com a sequência mais recente (S2). Esta pode ser respondida através do

exposto por Cabral (1993) com a passagem de evolução de sedimentogénese em toda a região

da Península de Setúbal no Pliocénico, para uma evolução quaternária gliptogénica, com

instalação da rede hidrográfica devido a uma descida do nível do mar e inversão tectónica de

subsidência para levantamento regional generalizado.

63

4.2.Evolução recente (Quaternário recente – Holocénico)

4.2.1. A evolução pós-glaciária da plataforma continental portuguesa: breve síntese

Os primeiros trabalhos realizados sobre a plataforma continental portuguesa

remontam aos anos de 1913 e 1928, com a publicação das primeiras 8 “Cartas Litológicas

Submarinas da Costa de Portugal”, onde o objetivo principal passou pelo reconhecimento do

tipo de fundo para auxílio às pescas e, como resultado, foi elaborada a primeira cartografia

dos sedimentos que cobrem a plataforma.

Nos anos 70, a tendência a nível mundial para os estudos relacionados com a orla

costeira e a necessidade de uma melhor compreensão dos impactos das alterações climáticas

globais em zonas costeiras, nomeadamente a evolução da linha de costa desde o último

máximo glaciar (Dias et al., 1997, 2000), levou à publicação de trabalhos de referência onde

foram apresentadas as primeiras curvas de variação eustática à escala global como é o caso

do trabalho de Faibridge (1961), Jelgersma (1961), Clark et al. (1978); no âmbito do projeto

CLIMAP (Climate Mapping and Prediction) foi possível estudar e conhecer a variabilidade

climatérica que afetou o Atlântico Norte desde o UMG. Um dos resultados desta linha de

investigação consistiu na reconstituição da localização da Frente Polar durante as diferentes

fases da evolução pós-glaciar, ou seja, de há cerca de 20 000 anos até à altura em que

estacionou na sua posição atual. Os mapas apresentados no trabalho publicado por Ruddiman

& McIntyre (1981), indicam que a evolução é faseada e que, no UMG a frente polar encontrar-

se-ia muito perto das latitudes da margem portuguesa (Figura 4.7).

Figura 4.7 – Posição da frente polar no Atlântico Norte como consequências das oscilações climatéricas que se

fizeram sentir nos últimos 20000 anos (adaptado de Ruddiman & McIntyre, 1981).

Não sendo o objetivo da presente dissertação a discussão da evolução dos níveis

eustáticos nos últimos 18 000 anos à escala global, tem-se como referência os trabalhos

publicados por Dias (1985, 1987) onde foi apresentada pela primeira vez uma curva de

variação do nível médio do mar (NMM) em Portugal (Figura 4.8), durante este período. A

curva foi estabelecida utilizando indicadores morfológicos e sedimentares da plataforma

continental setentrional portuguesa mas, de acordo com trabalhos desenvolvidos por outros

autores, tem vindo a ser aplicada a toda a plataforma portuguesa (Dias et al., 1997, 2000).

De acordo com os trabalhos mencionados, o NMM, durante o UMG, encontrar-se-ia

aos -120/-140 metros, muito próximo do bordo da plataforma atual, neste período (20 000 a

18 000 a.p.) toda a plataforma continental estava exposta aos agentes de erosão subaérea; aos

18 000 anos, iniciaram-se os efeitos do degelo das calotes glaciares polares e glaciares de

montanha, por efeito das condições climatéricas, tendo-se verificado uma subida lenta do

NMM, onde aos 16 000 anos atingiu os -100 metros, tendo aí permanecido cerca de 2 000

anos; antes de uma fase de rápida subida (mais ou menos 60 metros em 3 000 anos); entre os

64

12 000 a 11 000 anos o NMM estava localizado na cota -40 metros, altura em que o clima

terrestre voltou a ter caraterísticas tipicamente glaciares, tendo o NMM descido até aos -60

metros (20 metros em 1 000 anos). O final deste período, conhecido como Dryas Recente,

coincide com o início do Holocénico (há 10 000 anos), e desde essa altura o NMM teve um

movimento de subida até atingir a cota atual, há cerca de 3 500 anos, tendo ocorrido um

abrandamento da taxa de subida aos 8 000 anos (Dias et al., 1997; 2000).

Como resultado deste quadro evolutivo, o ambiente sedimentar esteve em constante

adaptação e mudança, refletida no volume, composição e distribuição dos depósitos

sedimentares.

Figura 4.8 – Curva de variação do nível do mar para a plataforma continental setentrional portuguesa desde o

Último Máximo Glaciar (UMG) (adaptado de Dias et al., 1997).

4.2.2. Distribuição da cobertura sedimentar da plataforma

De acordo com a interpretação sismo-estratigráfica exposta no ponto 3.1.3. foi

elaborado um mapa de espessuras da sequência sísmica S2 referente à cobertura sedimentar

pós-glaciária do troço da plataforma continental da área de interesse.

Esta sequência sísmica está presente em todo o sector da plataforma continental,

exceto nos locais onde se encontram alguns afloramentos rochosos dispersos pela plataforma.

No entanto, devido à localização das linhas sísmicas e os seus comprimentos, e para efeitos

de interpolação dos dados na criação do mapa de espessuras representativo deste sector, foi

delimitada uma área como função de fronteira conjugada com a cartografia dos afloramentos

rochosos.

A cartografia dos afloramentos rochosos (Figura 4.9) foi confirmada e melhorada, na

metade ocidental da área, utilizando o modelo batimétrico do fundo marinho obtido com os

dados do levantamento hidrográfico (sondagem com sistema multifeixe), realizado entre

Janeiro e Fevereiro de 2018 abordo do NRP “Almirante Gago Coutinho” (zona de tonalidade

cinza na Figura 4.9).

Da análise do padrão cartográfico dos afloramentos rochosos existentes na zona

estudada, é de destacar a mancha de rocha aflorante a cerca dos 70 m de profundidade ao

largo de Sesimbra.

65

Figura 4.9 – Mapa com projeção da superfície referente ao levantamento batimétrico (multifeixe) na escala de

cinzas, cartografia da rocha aflorante (polígonos laranjas) e a área utilizada como fronteira para a elaboração do

mapa de espessura (polígono de linha encarnada).

A espessura da cobertura sedimentar pós-glaciária (sequência S2) foi determinada a

partir da distância vertical, em milissegundos (ms), entre o refletor Fundo e UMG (?), ou seja,

a espessura entre o topo e base da sequência sísmica S2.

Os valores medidos ao longo dos perfis foram exportados e posteriormente

introduzidos no software de informação geográfica ArcGis (ESRI), no formato shapefile de

pontos. Cada ponto, representa uma amostra devidamente georreferenciada com um par de

coordenadas, com um valor de distância vertical entre os refletores selecionados associado.

Assim, o mapa de espessura da cobertura sedimentar foi elaborado através de uma

análise geoestatística, que tem por objeto o uso de pontos de amostragem (input do modelo),

ou observação discreto e limitado, colhidos em diferentes locais numa área de estudo e,

interpolar superfícies contínuas (output do modelo). Com isto, e dos vários métodos de análise

geoestatística possíveis de utilizar, foi escolhido o método determinístico IDW (Inverse

Distance Weighted). O princípio deste método refere-se à influência que cada uma das

amostras no valor estimado de um ponto é determinada pelo inverso da sua distância ao ponto,

elevada a uma potência. A escolha da potência é arbitrária, quanto maior é a potência, maior

é a influência da amostra mais próxima e, quando a potência é nula, o ponderador é igual para

qualquer amostra (Soares, 2002).

Para gerar o resultado apresentado na Figura 4.10 encontra-se em distância temporal

(ms – tempo duplo), pois esta medição vai refletir a real distância entre os refletores

considerados. A conversão para unidades métricas é muitas das vezes conseguidas com base

em valores de propagação do som nos sedimentos que constam em tabelas, como os obtidos

por Hamilton & Bachman (1982) através de amostras colhidas em diferentes ambientes

marinhos, podendo assim serem extrapolados para realizar estas conversões.

A realização desta conversão torna-se bastante importante e será um dos pontos a ter

em conta nos trabalhos futuros. Para tal, será necessário a realização de amostragem vertical

intacta em diferentes depósitos que permita a medição da propagação do som ao longo de

toda a coluna sedimentar, de forma a obter um valor médio, por unidade sísmica, que seja

mais preciso e real.

66

Figura 4.10 – Mapa da espessura da cobertura sedimentar (sequência sísmica S2 total) em milissegundos tempo

duplo (ms td), (A) ampliação do mapa da espessura da cobertura sedimentar recente obtido, nível de informação

referente à rocha aflorante (polígonos laranja) e projeção das linhas sísmicas utilizadas para este trabalho (ver

também em Anexo 1) (MDT SRTM – Shuttle Radar Topography Mission: https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/).

Com a análise do mapa de espessuras é possível constatar a variabilidade espacial

bastante significativa da sequência S2 (sequência sedimentar recente) que apresenta espessura

média de 14 ms (cerca de 12 m com Vp = 1800m/s), podendo atingir valores superiores a 40

ms (superior a 30 m) nas zonas onde se observa um declive entre os 3º e 5º (ver ponto 1.5.1.),

como por exemplo no sector NW do mapa de espessuras (Figura 4.10A). Deve ser ressalvado,

que, devido este súbito aumento de declive, a identificação do, refletor UMG (?) foi inferida

pela presença de várias reflexões parasitas e múltiplos, não sendo objetivamente identificado.

Também junto às arribas que se localizam no extremo oriental do vale de Sesimbra,

se encontram espessuras relativamente altas. Aqui, numa extensão de cerca 3 – 4 km,

adjacente a uma cicatriz visível no traçado da crista da arriba e alinhado segundo a direção

WSW-ENE, foi identificada a uma grande estrutura de acumulação sedimentar, interpretada

como um depósito de vertente de grandes dimensões que poderá corresponder aos vertigios

de uma estrutura de colapso da crista da arriba (Figura 3.6).

Com o software ArcGis foi possível explorar um pouco mais o resultado obtido para

o mapa de espessuras, e como tal, através de uma ferramenta de distribuição direcional (Stard

Deviational Elipse) obteve-se uma elipse da distribuição dos valores da espessura da

cobertura sedimentar da plataforma. Sendo o resultado uma elipse, então esta distribui-se

segundo dois eixos principais, um eixo longo que está orientado de acordo com a tendência

https://www2.jpl.nasa.gov/srtm/

67

dos valores da espessura, perpendicularmente a este existe um eixo curto.

Como se pode observar na Figura 4.11 foram calculadas duas elipses tendo em conta

o 1º e 2º desvio padrão dos valores da espessura, a direção do eixo longo em ambas as elipses

é igual tendo um valor de azimute de 74º.

Com esta informação estatística, é possível relacionar o resultado obtido a partir da

observação dos perfis, como é o exemplo da linha sísmica 050311LINE35 (Figura 3.1), onde

se conclui que a plataforma tem uma ligeira inclinação para WSW e a espessura da sequência

S2 aumenta na mesma direção, então o valor azimutal da tendência de aumento da espessura

da cobertura sedimentar da plataforma será de 254º (74º+180º).

Figura 4.11 – Projeção da elipse de tendência de aumento da espessura da cobertura sedimentar (sequência S2

total), com a indicação da direção 254º desse aumento (seta preta).

4.2.3. Evolução da linha de costa e sequência sísmica S2

Como tem vindo a ser descrito ao longo do presente trabalho, a sequência sísmica S2

é composta por três unidades sísmicas (S2U1, S2U2 e S2U3 delimitadas na base por UMG

(?), R1 e R2, respetivamente), referentes à cobertura sedimentar da plataforma continental da

área de estudo. Considerando que o refletor que materializa a superfície de base desta

sequência é anterior ao último máximo glaciar, datado de há cerca de 20 000 a 18 000 anos,

as unidades sísmicas superiores terão uma idade mais recente, refletindo as sucessivas fases

transgressivas do período pós-glaciário. Neste pressuposto, as fases de estabilização ou de

descida relativa do NMM, ficaram materializadas no refletores R1 e R2.

Assumindo um valor médio de propagação das ondas P nos sedimentos de cerca de

1800 m/s (Hamilton & Bachman, 1982), foi determinada a cota a que se encontra a superfície

UMG (?), convertendo o tempo duplo em profundidades em metros e reconstruindo a

superfície paleotopográfica deste setor (Figura 4.12) (uma vez que o nível do mar se

encontraria a 130 m abaixo da cota atual – Figura 4.13A). A análise deste mapa, mostra que,

grande parte da área em estudo, durante o UMG, se encontrava emersa e exposta aos agentes

de erosão subaéreos. Os valores das profundidades absolutas que foram medidas, variam entre

os -24 e -158 metros (em relação ao NMM atual), sendo que a sua morfologia era aplanada,

no sector W, e ligeiramente rugosa no sector E (Figura 3.1), ilustrando alguma variabilidade

ao nível do substrato geológico e diferentes resistências aos processos de erosão, também eles

apresentando alguma variação espacial (Vinhas et al., 2018).

68

Figura 4.12 – Mapa com a projeção da superfície interpolada através da localização em profundidade absoluta do

refletor UMG (?) interpretados sobre as linhas de reflexão sísmica utilizadas (ver também em Anexo 1).

Com o início da subida do NMM, há 18 000 anos, esta superfície topográfica foi

sendo progressivamente inundada, os ambientes costeiros migraram em direção a Norte, com

a consequente variação de fácies sedimentar. Partindo deste pressuposto, e analisando as

unidades que constituem a sequência S2, propõe-se que a unidade S2U1 se tenha depositado

nesta primeira fase sedimentar. Este ciclo sedimentar foi interrompido há 16 000 anos,

aquando da estabilização do NMM, à cota -100 m, por um período de 3 000 anos (Figura

4.13B). Esta estabilização permitiu que os ambientes sedimentares estabilizassem e que, ao

nível da morfologia, se estabelecessem os traços próprios dos vários ambientes sedimentares

(por exemplo arribas, cordoes litorais, etc.).

A linha de costa era bastante recortada, desenvolvendo-se segundo duas direções

preferenciais (WSW-ENE e SE-NW), havendo, ao largo de Sesimbra um pequeno

promontório. Nesta superfície também não é visível qualquer vale que possa interpretar como

uma rede de drenagem fluvial. Nesse sentido, as partículas sedimentares estariam a ser

movimentadas por processos essencialmente costeiros e marinhos, sendo a erosão costeira

uma provável fonte sedimentar significativa.

Foi neste período de estabilidade relativa, que se formou o refletor R1, mais visível

na zona menos profunda ou emersa.

69

Figura 4.13 – (A) Mapa com superfície UMG (?) e localização do nível médio do mar a cerca de -130 m abaixo

do atual há 18 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do nível médio do

mar a cerca de -100 m abaixo do atual há 13 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal

Continental (Dias et al., 1997) onde se observa a subida do NMM e período da provável deposição da unidade

sísmica S2U1, tendo em conta um período estacionário de cerca 2000 anos (ver também em Anexo 1).

O refletor R1 (ou superfície topográfica com 13 000 anos), foi rapidamente coberto

pela sequência seguinte (S2U2), depositada durante a rápida migração do NMM para cotas

superiores (Figura 4.14). Em 2 000 anos, o NMM subiu cerca de 60 m, o que se deve ter

refletido na mudança contínua dos ambientes sedimentares costeiros e de plataforma. Esta

mudança rápida foi provocada pelo aumento das temperaturas, fortemente ligado ao

estabelecimento da Corrente do Golfo (Ruddiman & McIntyre, 1973 in Rodrigues, 2004)

acompanho pela migração, para Norte, da frente polar atmosférica e oceânica (Ruddiman &

McIntyre, 1981 in Rodrigues, op. cit.).


do atual há 13 000 anos atrás, (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do nível médio do

mar a cerca de -40 m abaixo do atual há 11 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar para Portugal

Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida subida do NMM e período da provável deposição da

unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo 1).

70

Na zona de estudo, a configuração da linha de costa era muito semelhante ao atual,

havendo um forte contributo de sedimentos terrestres, como consequência das boas condições

climatéricas, favoráveis à sedimentogénese. Esta tendência evolutiva do NMM foi, no entanto

e de forma abrupta, interrompida com um episódio de agravamento do clima, conhecida como

Dryas Recente, um período muito curto (cerca de 1 000 anos), mas caraterizado por um

arrefecimento generalizado e restabelecimento de clima do tipo glaciar. Como consequência,

foi inevitável a descida da frente polar oceânica para menores latitudes, e formação de novas

calotes de gelo e acumulações destas sobre as massas continentais (Ruddiman & McIntyre,

1981). O aumento do volume de água gelada, retirada das águas dos oceanos, levou à descida

também muito abrupta (20 m em 1 000 anos) do NMM, variando dos -40 m para os -60 m

relativamente à cota atual (Figura 4.15B).

No registo sedimentar, há poucos registos deste episódio, já que, houve uma inversão

da tendência da evolução dos sistemas sedimentares e, grande parte dos depósitos

sedimentares que se haviam acumulado na fase anterior foram rapidamente erodidos e as

partículas resultantes redistribuídas pela ondulação e correntes marinhas, depositando-se

apenas em locais afastados da sua zona de origem, eventualmente na plataforma externa e

vertente continental (Rodrigues, 2004).

Nas linhas sísmicas analisadas, o refletor R2, marca o fim desta fase regressiva. Em

termos morfológicos, a reconstituição da Figura 4.15 mostra que apenas na zona costeira junto

ao Cabo Espichel e ao largo de Sesimbra, houve um aumento da área exposta aos agentes

subaéreos. A restante área estudada, por ter cotas inferiores aos -60 m, manteve-se submersa,

não obstante de terem verificado mudanças no regime sedimentar.


do atual há 11 000 anos atrás (Dryas recente), (B) mapa com projeção da superfície UMG (?) e localização do

nível médio do mar a cerca de -60 m abaixo do atual há 10 000 anos atrás; (C) Curva de variação do nível do mar

para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa uma rápida descida do NMM e período de erosão

e redistribuição sedimentar levando à formação da superfície de aplanação referente ao refletor R2 que limita o

topo da unidade sísmica S2U2 (ver também em Anexo 1).

Por fim, a última unidade sísmica S2U3, representa todo o período Holocénico, por

se ter depositado após o fim do Dryas Recente (há 10 000 anos). Este intervalo de tempo até

ao presente é caracterizado por uma nova fase de subida do NMM (fase de deglaciação), no

qual, o nível de base subiu desde os -60 m até à conta atual (Figura 4.16). Sendo esta a unidade

mais recente da sequência sísmica S2, então os sedimentos presentes no topo desta unidade

materializam o fundo atual.

71

Os eventos climáticos que proporcionaram esta subida do NMM são muito

semelhantes aqueles verificados durante a segunda fase de deglaciação que teve início há 13

000 anos, com nova estabilização das correntes do Golfo, subida da frente polar oceânica para

maiores latitudes e o degelo das grandes calotes polares que permite a subida do nível de base

e como consequência desta fusão em água liquida que é transferida para as bacias oceânicas

levam a que ocorram fenómenos de isostasia acentuado (Rodrigues, 2004).


do atual há 10 000 anos atrás (inicio Holocénico), (B) mapa com projeção da superfície atual do NMM; (C) Curva

de variação do nível do mar para Portugal Continental (Dias et al., 1997) onde se observa a subida do NMM,

tendo começado a estabilizar há cerca de 3000 anos atrás, a subida levou à deposição da unidade sísmica S2U3

(ver também em Anexo 1).

4.3.Síntese da evolução do setor

Nestes últimos pontos ficou explicito que a evolução deste sector da plataforma é

algo complexa, nomeadamente aquela referente à sequência sísmica S1.

A sequência S1 comporta uma evolução em que foi associada a uma tectónica ativa

(neotectónica) conjugada com a ocorrência de ciclos de variação do nível do mar desde o final

do Miocénico. A difícil conjugação destas duas “variáveis”, e impossibilidade de as dissociar,

apenas permite discutir os efeitos resultantes no setor estudado, tendo-se verificado o controlo

estrutural na localização de depressões (paleovales), posteriormente preenchidos com grandes

volumes de sedimentos. Não se tendo encontrado, nas proximidades, fonte sedimentar

adequada ao volume de sedimentos que preenche os paleovales, foi associada uma origem no

Tejo ancestral (de acordo com observações realizadas por outros autores, em ambiente

sedimentar terrestre). Nesta associação também se estabeleceu a relação entre a localização

do Canhão de Sesimbra e aquela estrutura.

Na evolução da sequência S2 foi possível apresentar um modelo simplificado sobre

a evolução do setor após o Último Máximo Glaciar (ocorrido há 18 000 a 20 000 anos). O

modelo evolutivo assenta apenas na variação do ambiente sedimentar, tendo sido estabelecida

uma cronologia relativa para as principais unidades, à luz do que se conhece sobre as

oscilações eustáticas que dominaram esse período.

72

5. CONSIDERAÇÕES FINAIS

Desde o início do século XX que o setor costeiro da margem portuguesa é objeto de

inúmeros estudos e projetos, sendo o seu conhecimento ainda deficiente. Fruto de uma

evolução tectónica faseada ao longo do tempo, que remonta ao ciclo varisco e se prolonga até

à atualidade, é na zona costeira do setor imediatamente a sul de Lisboa que se encontra o

principal relevo positivo formado no último impulso da orogenia alpina, a cadeia da Arrábida.

Na plataforma continental adjacente, o conhecimento da extensão desta herança estrutural

meso-cenozóica e a sua influência nos processos de geodinâmica externa (em especial os

relacionados com a evolução ambiental recente) constituiu o principal objetivo deste trabalho,

o qual utilizou dados de reflexão sísmica de alta resolução, obtidos pelo Instituto Hidrográfico

em diversas campanhas.

A aplicação de critérios sismo-estratigráficos, complementada com trabalhos

realizados por outros autores, nesta mesma área durante os anos 70 e 80 do século passado,

permitiu pormenorizar a descrição de algumas particularidades da área, enumeradas nos

pontos seguintes:

- Em termos estratigráficos, a coluna identificada nos registos de reflexão sísmica

(escala vertical 250 ms td) é constituída por três sequências sísmicas distintas. A mais antiga,

a sequência SR, é a referente ao substrato rochoso presente maioritariamente em toda a zona

oriental da área, tendo-lhe sido atribuída uma idade ante-pliocénica. A sequência S1 integra

as unidades sísmicas que, pelas suas caraterísticas, corresponde a um enchimento sedimentar

de idade Plio-Quaternária. Preenchendo uma grande depressão tectónica, alinhada com a

orientação do Canhão de Sesimbra, esta sequência integra 4 unidades sísmicas que

testemunham o enchimento faseado e resultante de diferente ciclos eustáticos. Superiormente,

a sequência S2, estando depositada sobre uma superfície mais ou menos aplanada, de natureza

erosiva bem evidente e com expressão regional, que trunca todas as unidades sísmicas mais

antigas. Esta sequência também é composta por unidades sísmicas, a mais recente das quais,

correspondendo aos depósitos sedimentares que, atualmente cobrem a plataforma continental;

- O estilo de deformação identificado é maioritariamente frágil, expresso por

estruturas do tipo falhas, que afetam essencialmente as sequências sísmicas mais antigas (SR

e S1). As falhas correspondem, provavelmente à expressão superficial de estruturas antigas

enraizadas no soco antigo (Paleozóico), reativadas em regime distensivo durante o Mesozóico

(a abertura do Atlântico Norte) e, posteriormente, em contexto de inversão tectónica, durante

a fase Bética da orogenia alpina (Miocénico), fase que se começou a fazer sentir com a colisão

tripla das placas litosféricas Iberia-Euro-Asiática-Núbia (final do Cretácico), levando mais

tarde a soerguimento geral no caso da placa Iberia no Pliocénico, persistindo até aos dias de

hoje. Não foram encontradas evidências de deformação na sequência S2;

- O mapa da espessura da cobertura sedimentar foi obtido através da interpolação dos

dados referentes à distância vertical entre os refletores do fundo marinho atual e o refletor da

base da sequência S2 (UMG (?)), permitiu obter um valor médio na ordem dos 14 ms, o que

representa aproximadamente 12 m (Vp = 1800 m/s) de espessura para esta unidade. Os

valores mais altos da espessura da cobertura sedimentar, pela localização junto à costa e

estrutura interna muito deformada, foram identificados como depósitos de vertente resultantes

de processos de erosão costeira e colapso de vertente (na zona emersa estão adjacentes a uma

arriba bastante proeminente);

- Numa posição estratigráfica superior, a sequência sísmica S2, constituída por 3

unidades sísmicas (S2U1, S2U2 e S2U3), está depositada sobre a superfície erosiva

denominada por UMG (?), anterior ao Último Máximo Glaciar, datado de há cerca de 20 000

a 18 000 anos; as unidades sísmicas S2U1, S2U2 e S2U3 terão uma idade mais recente e,

refletem as sucessivas fases transgressivas do período pós-glaciário. Estas unidades sísmicas

estão delimitadas pelos refletores R1 e R2 que, representam os períodos de estabilização ou

de descida do NMM.

Assim, no que diz respeito à deposição das unidades identificadas na sequência

sísmica S2, propõem-se que a unidade sísmica S2U1 represente a primeira fase de subida do

NMM (cerca de 3 000 anos, em que o NMM subiu da cota -130 até à cota -100 m). A

73

estabilização naquela cota permitiu a formação do refletor R1, mais visível na zona menos

profunda ou emersa da área estudada.

Este refletor foi rapidamente coberto pela sequência S2U2, depositada durante a

rápida migração do NMM para cotas superiores (em 2 000 anos o NMM subiu cerca de 60

m, até atingir a cota -40 m aos 11 000 anos). Esta mudança rápida no NMM foi provocada

pelo aumento das temperaturas, fortemente ligado ao estabelecimento da Corrente do Golfo,

acompanhado pela migração, para Norte, da frente polar atmosférica e oceânica.

Esta tendência evolutiva do NMM foi, no entanto e de uma forma abrupta,

interrompida com um episódio de agravamento do clima, o Dryas Recente, de muito curta

duração (cerca de 1 000 anos), mas caraterizado por um arrefecimento generalizado e

restabelecimento de clima do tipo glaciar. Como consequência, o NMM desceu 20 m em

1 000 anos e, os depósitos formados na fase anterior foram redistribuídos pelos agentes de

erosão e transporte dominantes. O refletor R2 marca o fim desta fase regressiva.

Por fim, a última unidade sísmica (S2U3), representa todo o período Holocénico, por

se ter depositado após o fim do Dryas Recente (há 10 000 anos, aquando o NMM se

encontrava 60 m abaixo do nível atual). Os depósitos sedimentares que se encontram no fundo

marinho atual materializam o topo daquela unidade sísmica.

Globalmente considera-se que os objetivos traçados inicialmente foram alcançados,

não obstante, terem surgido, durante o trabalho, algumas questões e problemas que,

futuramente, poderão dar azo a novas linhas de investigação.

Invariavelmente, e como por vezes acontece em estudos de estratigrafia sísmica, a

qualidade e localização dos perfis de reflexão sísmica condicionaram a cartografia das

unidades e as estruturas identificadas. Este aspeto, para além da subjetividade inerente ao

processo interpretativo, terão necessariamente de ser confirmados e corrigidos (se for caso

disso) com novos perfis adquiridos nesta mesma área (adensando e regularizando a malha de

perfis) ou estendendo-a para as áreas vizinhas, bem como a aquisição de outro tipo de dados

que permita confirmar, ou infirmar, as considerações realizadas.

74

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80

ANEXOS

ANEXO 1 – PROJETO DE INFORMAÇÃO GEOGRÁFICA SIG (FICHEIRO PMF)

ANEXO 2 – LINHAS SÍSMICAS APRESENTADAS NO PRESENTE TRABALHO EM

MAIOR FORMATO (FICHEIROS PDF)

Documents

Estratigrafia sísmica da plataforma continental ao largo da …repositorio.ul.pt/bitstream/10451/35675/1/ulfc121888_tm... · 2019. 3. 29. · geologia estrutural, que ajudaram bastante