5. história eruptiva



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5. HISTÓRIA ERUPTIVA





O

s elementos disponibilizados nos capítulos precedentes, sobretudo no domínio da vulcanoestratigrafia, constituem a base para a avaliação da história eruptiva da ilha do Pico, tarefa primordial no contexto da presente tese e que se procurará detalhar e abordar numa perspectiva quantificadora, na medida em que os dados recolhidos no campo e a análise dos depósitos vulcânicos o permitam. Dada a natureza muito jovem do vulcanismo da ilha do Pico, a análise da actividade vulcânica ocorrida nesta ilha será circunscrita aos últimos 300 000 anos, idade máxima expectável para a actividade subaérea ocorrida neste troço da Zona de Fractura Faial-Pico, de acordo com as idades absolutas disponíveis e os dados estratigráficos anteriormente discutidos.

Contudo, o tipo e o detalhe desta abordagem far-se-á de um modo desigual em todo aquele intervalo de tempo, na medida em que é sobretudo para a época Holocénica que se dispõe de um manancial de informação mais significativo, detalhado e preciso. De facto, largos sectores da ilha do Pico, sobretudo na região da Montanha, estão cobertos por produtos vulcânicos recentes, de idade inferior a alguns milhares a dezenas de milhar de anos de idade, não permitindo um acesso directo aos produtos vulcânicos associados à génese da ilha do Pico. Por este motivo, não foi possível, em geral, uma análise detalhada dos produtos vulcânicos mais antigos e da história vulcânica da ilha do Pico nos primórdios da sua formação, designadamente na fase de transição entre um vulcanismo marcadamente submarino e um vulcanismo caracterizado essencialmente por uma actividade basáltica s.l. subaérea.

5.1. INTRODUÇÃO

O estabelecimento da história eruptiva de um dado aparelho vulcânico tem como principal objectivo a modelização das erupções ocorridas no passado, de modo a antever o comportamento futuro do vulcão. Nas áreas vulcânicas em que a actividade eruptiva é caracterizada por uma intensa extrusão de escoadas lávicas, designadamente nas regiões de vulcanismo básico como é o caso da ilha do Pico, a reconstituição da sua história eruptiva deve incidir na possibilidade de ocorrer uma migração dos centros emissores e, também, na avaliação do volume de magma emitido nas sucessivas erupções (Araña e Ortiz, 1996). Neste contexto, assume primordial importância a caracterização do enquadramento geodinâmico da região, o qual condiciona as directrizes vulcano-tectónicas presentes no vulcão, ao longo das quais os magmas basálticos ascendem a níveis superiores.

Neste sentido, para cada um dos complexos vulcânicos definidos para a ilha do Pico procurou-se analisar a sua história eruptiva, não só numa perspectiva qualitativa, com base nos elementos observados no campo, mas igualmente segundo uma vertente quantitativa, recorrendo-se, para o efeito, à avaliação de parâmetros físicos que permitissem caracterizar a actividade vulcânica ocorrida nesta ilha. Assim, para as formações geológicas integradas nas unidades e sub-unidades estratigráficas mais recentes definidas para a ilha do Pico, calcularam-se parâmetros como o comprimento atingido pelas escoadas lávicas, a área coberta por estas, o “coeficiente de aspecto” (aspect ratio) das escoadas lávicas, os volumes de lava emitidos e, para as erupções históricas foi ainda possível estimar alguns valores para a taxa de efusão e a viscosidade das lavas. Outros elementos de diagnóstico, como a altitude dos centros emissores e a menor altitude atingida pela frente da escoada lávica, constituíram aproximações adicionais.

O comprimento da escoada corresponde à distância entre o(s) centro(s) emissor e o ponto mais afastado atingido pela escoada lávica relativamente àquele(s) centro(s) e, de acordo com Walker (1973), quando as escoadas lávicas atingem o mar, um valor de 25% pode ser adicionado ao comprimento medido. Contudo, no presente trabalho, os valores indicados para o comprimento da escoada, bem como para a área coberta, reportam-se unicamente aos seus sectores aflorantes, na medida em que se considerou que a adopção de uma qualquer percentagem adicional, ou uma qualquer outra extrapolação para a totalidade da lava emitida, seria geradora de imprecisões adicionais. O mesmo se passa relativamente à determinação da área da escoada lávica coberta por depósitos vulcânicos mais recentes (escoadas e tefra), estimativa que poderia originar erros consideráveis e, sobretudo, muito difíceis de quantificar.

Assim, na quantificação efectuada, não foi tida em consideração, quer para os produtos piroclásticos, quer para as escoadas lávicas, a fracção eventualmente depositada no fundo oceânico envolvente, nem, inversamente, a extensão dos sectores erodidos pela acção marinha. Por outro lado, excepto nas proximidades de alguns cones vulcânicos, não foi possível definir a mancha cartográfica da cobertura de cinzas e de lapilli de queda depositados durante as fases de maior explosividade. Na avaliação do volume total emitido não foi tido em consideração, ainda, o teor em vesículas e em cavidades inter-granulares presentes nas escoadas lávicas e nos tefras, cujo volume pode atingir, nalguns casos, cerca de 50% do volume total do depósito (Imsland, 1978).

Se a determinação da área coberta por um dado manto lávico é relativamente precisa, excepto quanto este está coberto por escoadas mais recentes, é significativamente mais difícil obter uma estimativa da espessura média da escoada lávica, de modo a permitir a determinação do respectivo coeficiente de aspecto e do volume de lava emitido, dificuldade que aumenta consideravelmente nas formações mais antigas. No terreno, a espessura das escoadas lávicas foi avaliada medindo-se a sua altura nas partes lateral e frontal, junto ao litoral e, mais raramente, em taludes ou cortes de estradas, estimando-se a sua espessura média com base nestas medições. Nalguns casos, dado o desenvolvimento da escoada lávica, foi possível afectar uma dada espessura a um dado sector da escoada lávica (designadamente aquelas cuja frente se apresenta sob a forma de um delta lávico), permitindo deste modo um cálculo mais preciso do volume da lava emitido. Contudo, como referido por Chester et al. (1985), na maioria dos casos são inúmeras as incertezas inerentes à avaliação da espessura média de uma escoada lávica, podendo nalguns casos esta estimativa enfermar de erros elevados, que podem atingir uma magnitude de ordem dois.

Refira-se, ainda, que se adoptou a definição de Cas e Wright (1987) para o “coeficiente de aspecto” das escoadas lávicas, considerado como o cociente entre a espessura média e a extensão horizontal da escoada lávica, a qual, na prática, se considera como a área coberta pela escoada lávica, medida numa carta topográfica. Neste contexto, as escoadas com um baixo aspect ratio (de baixa viscosidade), como é o caso da generalidade das escoadas da ilha do Pico, correspondem àquelas que apresentam uma espessura pequena relativamente à sua área, em oposição à definição inicialmente proposta por Walker (1973).

Apesar das restrições e incertezas atrás apontadas, julga-se que os elementos obtidos permitem caracterizar de um modo semi-quantitativo a actividade vulcânica ocorrida na ilha do Pico, fornecendo, simultaneamente, dados para uma abordagem quantitativa do vulcanismo da ilha do Pico comparativamente ao de outros vulcões, ou sistemas vulcânicos, dos Açores ou do exterior do arquipélago.



5.2. VULCÃO EM ESCUDO DO TOPO

O vulcão em escudo do Topo corresponde à área cartografada como “Complexo Vulcânico Topo-Lajes” e, apesar da sua reduzida expressão em superfície, os cortes geológicos observados nas falésias costeiras e em diversas escarpas, permitiram identificar duas fases principais na edificação deste vulcão. Uma primeira fase, de vulcanismo predominantemente efusivo, responsável pela edificação do vulcão em escudo propriamente dito, pela emissão de escoadas lávicas subaéreas a partir do topo do vulcão, e uma segunda fase em que predominaram claramente erupções secundárias nos seus flancos, de baixa ou moderada explosividade, acompanhadas pela extrusão, em muito menor escala, de escoadas lávicas a partir de centro(s) emissor(s) localizados no topo do vulcão.

Àquela primeira fase corresponde a um empilhamento lávico de várias centenas de metros de espessura (superior a 600 m, segundo Chovelon, 1982), composto em mais de 90% por escoadas lávicas, na sua maioria escoadas pahoehoe compostas, de elevada fluidez e associadas a erupções vulcânicas do tipo hawaiano, de baixa magnitude, ou seja, 0<VEI<1 (VEI – “índice de explosividade vulcânica – Newhall e Self, 1982). Pontualmente, ocorreram alguns episódios intercalares relativamente mais explosivos (1<VEI<2) nos flancos do vulcão em crescimento, responsáveis pela edificação de cones de escórias e/ou a deposição de finos leitos de tufos basálticos, tal como é visível nas arribas da costa Sul deste vulcão. Como mencionado anteriormente, não se pode excluir a possibilidade de alguns destes níveis de tufos estarem associados a erupções estrombolianas no alinhamento vulcânico São Roque-Piedade.

A actividade efusiva responsável pela edificação do vulcão em escudo do Topo centrou- -se muito provavelmente na região actualmente designada de “Caldeira de Santa Bárbara”, a qual poderá constituir os resquícios de uma depressão vulcânica de colapso do tipo cratera-poço (pit crater). Esta actividade subaérea ter-se-á prolongado desde há cerca de 300 000 anos até há 30 000 ou 35 000 anos, sendo responsável, quase exclusivamente, pela emissão de lavas de natureza basáltica s.s., não tendo sido identificados produtos que se possam associar a uma actividade submarina basáltica (surtseiana) neste período de tempo.

Após este período, a actividade do vulcão do Topo manifesta-se sobretudo sob a forma de cones adventícios implantados nos flancos do vulcão, de lavas de natureza exclusivamente basáltica s.s.. Na sua maioria, estas erupções secundárias estão distribuídas ao longo de acidentes tectónicos de orientação geral NE-SW a NNE-SSW (como é o caso dos alinhamentos do Cabeço do Geraldo, da Ponta do Castelete ou do cone de escórias junto à Ribeira da Burra), alguns dos quais constituem fracturas radiais deste vulcão. A componente distensiva associada àquele sistema de fracturas, terá favorecido igualmente uma ascensão magmática sob a forma de um sistema de intrusões filonianas com aquelas orientações predominantes e terá propiciado as condições necessárias para a erupção basáltica submarina da Ponta do Castelete, da qual resta actualmente sobretudo a chaminé do cone estromboliano edificado na fase final (subaérea) desta erupção.

A espessura do empilhamento lávico associado a esta segunda fase apresenta uma possança muito menor, não sendo muito provavelmente superior a meia centena de metros e inclui, como referido, escoadas lávicas emitidas, simultaneamente, a partir do topo do vulcão em escudo, embora estas representem em geral uma pequena fracção deste empilhamento lávico, excepto nos níveis mais elevados do vulcão, onde não se conhecem centros eruptivos adventícios.

Esta segunda fase inclui as formações geológicas mais recentes do vulcão do Topo, muito provavelmente de idade holocénica, emitidas do Cabeço do Geraldo, do “cone 405” (um cone lávico implantado a SW do anterior) e do “cone 408”, localizado a Leste da escarpa de falha de Arrife. A estratigrafia de detalhe e o enquadramento morfo-tectónico destas erupções e das respectivas escoadas lávicas, sugerem que o “cone 405”, responsável pela formação da fajã lávica das Lajes do Pico, corresponderá à erupção mais recente do vulcão do Topo e terá ocorrido à cerca de 5000 a 10 000 anos.

Uma das mais notáveis características do vulcão em escudo do Topo é a complexa morfologia que evidencia na sua metade oriental e que se caracteriza, sobretudo, pela existência de largos sectores colapsados do vulcão, os quais, para além da depressão da Caldeira de Santa Bárbara, incluem a depressão de Terras Chãs e a região para Leste da escarpa de Arrife, os mais notáveis acidentes morfológicos deste vulcão. Ao contrário da depressão de Santa Bárbara, a depressão de Terras Chãs corresponderá a uma estrutura de colapso lateral, associada a fenómenos de natureza gravítica e na dependência directa do processo de crescimento do vulcão do Topo, por acção do peso do empilhamento lávico. Neste contexto, a tectónica presente no vulcão do Topo, designadamente, pela acção conjugada de fracturas de orientação geral WNW-ESE e de estruturas de orientação geral NNW-SSE e NE-SW (estas últimas associadas sobretudo à segunda fase de edificação do vulcão), terá decerto condicionado a localização e a configuração dos colapsos gravíticos ocorridos no vulcão do Topo, conferindo a esta zona a sua morfologia actual.

Embora não seja possível datar com exactidão tais colapsos, estes terão ocorrido necessariamente há menos de 37 000 anos, na medida em que formações com aquela idade datadas por Feraud et al. (1980), estão afectadas pela escarpa de falha de Arrife, a qual, estabelecendo o limite Oeste da depressão de Terras Chãs, terá controlado a ocorrência de tais colapsos. A presença de níveis de tufos igualmente deslocados por aquela estrutura e o preenchimento da zona colapsada por escoadas lávicas recentes associadas a erupções secundárias controladas pela tectónica NE-SW do vulcão do Topo, (designadamente do “cone 720”), sugerem que os colapsos associados à depressão de Terras Chãs e à escarpa de falha de Arrife terão ocorrido numa fase de transição entre um mecanismo eruptivo marcadamente efusivo e centrado no topo do vulcão, para um mecanismo essencialmente do tipo adventício, nos flancos do vulcão.

Neste contexto, estes colapsos terão ocorrido há cerca de 30 000 a 35 000 anos, podendo igualmente especular-se a possibilidade da formação da depressão de Santa Bárbara ter ocorrido nesta fase de transição, logo, sendo contemporânea de fenómenos de colapso generalizados que afectaram a superfície do vulcão do Topo. Admitindo-se esta última possibilidade, uma movimentação magmática profunda associada à drenagem do topo do edifício vulcânico, à formação de uma pit-crater e à selagem das condutas centrais do vulcão do Topo, poderá justificar, por seu turno, a passagem de um vulcanismo marcadamente efusivo e centrado no topo do edifício vulcânico, para um vulcanismo com extrusão lateral, nos flancos do vulcão (cf. secção 5.6).

Se, do ponto de vista evolutivo, parece ser possível apontar as principais características do vulcão em escudo do Topo, o mesmo não se passa relativamente à estimativa de parâmetros físicos que permitam uma adequada quantificação da actividade vulcânica ocorrida ao longo de cerca de 300 000 anos da sua história eruptiva. Tal dificuldade deve- -se à reduzida expressão superficial dos depósitos vulcânicos que formam o vulcão do Topo, extensivamente cobertos por produtos associados ao vulcanismo fissural do Planalto da Achada. Apesar disso, efectuou-se uma quantificação sumária, e necessariamente incompleta, de algumas formações geológicas do Vulcão do Topo, cujos dados são apresentados na Tabela 5.1.

Tabela 5.1. Parâmetros físicos de formações geológicas cartografadas no vulcão em escudo do Topo.



Formação

Geológica

Altitude Centros Eruptivos

Altitude Frente da Escoada

Comprimento da Escoada (m)

Área Coberta (km2)

Espessura Média (m)

Coef. Aspecto (km-1)

Volume da Escoada (x 106 m3)

Volume Total (x 106 m3)

“Cone 405”-Delta das Lajes do Pico

405 m

0 m

2000

1,1

3

2,73

4,1

4,1

Cabeço Geraldo

450 m

0 m

2100

1,4

5

3,57

7,0

11,6

“Cone 408”

360 m

0 m

1300

0,7

7

10,00

4.9

6,0

“Cone 720”

670 m

0 m

2600

1,9

8

4,21

15,2

20,0

“Cone da Ribª da Burra”

560 m

0 m

2600

1,1

5

4,55

5,5

9

“Cone a NNW da Queimada”

230 m

0 m

1100

0,7

7

10,00

4,9

5,1



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