Diffusion dans un matériau cristallin ou amorphe

Portugal Continental apresenta uma actividade sísmica que resulta essencialmente da sua proximidade geográfica à fronteira entre as placas Euro-asiática e Africana, designada por Fractura Açores-Gibraltar (FAG), afectando particularmente a região sul do território (Bezzeghoud e Borges, 2003; Senos e Carrilho, 2003). As placas apresentam ali uma convergência

lenta ao longo da direcção aproximada E-W (Figura 2) de cerca de 4mm/ano (Zitellini et al., 2001) podendo atingir 5mm/ano perto da margem Ibérica (Fernandes et al., 2007, in: Baptista e Miranda, 2009).

Entre 24ºW e 19ºW, julga-se que a fronteira de placas adopta uma configuração extensa e linear, denominada de Falha da Glória, enquanto que mais perto da Península Ibérica, a FAG apresenta uma tectónica complexa ainda mal conhecida e representada por uma batimetria irregular (Kaabouben,

et al., 2008).

Na sua região sul, a margem atlântica de Portugal Continental é então caracterizada por uma batimetria complexa e constituída por montanhas submarinas alinhadas na direcção E-W a ENE-WSW, onde se incluem o Banco de Gorringe e o Banco Ampere (Figura 3). Estas montanhas encontram-se rodeadas por planícies abissais muito profundas, das quais se destacam a Planície do Tejo e a Planície da Ferradura (Bezzeghoud e Borges, 2003).

Entre o Banco de Gorringe e a costa oeste Portuguesa, assinala-se uma estrutura de grandes dimensões, com movimentação de cavalgamento, designada por Falha Marquês de Pombal (Figura 3) (Bezzeghoud e Borges, 2003), com relevo na geração de sismos de grande amplitude, como se verá adiante.

Moreira (1988) apresentou o Banco de Gorringe, localizado a sudoeste do Cabo de S. Vicente (Figura 3) como a principal fonte tsunamigénica da costa de Portugal e responsável pelos sismos e consequentes tsunamis de 60AC, 382DC, 1755DC e 1969DC. Esta interpretação prevaleceu durante a década de 80 e grande parte da década de 90.

Baptista et al. (1992) atribuem à estrutura localizada no Banco de Gorringe, com 200km de comprimento e 80km de largura, apenas os sismos de 60AC, 382DC e 1969DC. Para o sismo de 28 de Fevereiro de 1969 e utilizando as coordenadas do USGS os autores sugerem um epicentro numa falha de 80km de comprimento por 50km de largura paralela ao Banco de Gorringe, na planície abissal da Ferradura (Figura 3) e profundidade focal de 22km, sendo a

confirmaram a localização deste hipocentro na zona este da planície abissal da Ferradura, a sul do Banco de Gorringe, bem como as características da falha, com base em modelação da onda de tsunami, obtendo amplitudes máximas, tempos de chegada e períodos concordantes com os registados nos marégrafos de Lagos, Faro, Cascais, Tejo, Açores e Cádis.

Figura 3: Mapa tectónico da margem atlântica de Portugal Continental com localização dos principais elementos tectónicos e morfológicos. Adaptado de Zitellini et al. (2009). Com base nas alturas de onda do tsunami de 1 de Novembro de 1755 e respectivos tempos de chegada, retirados dos registos históricos, e através de simulações efectuadas com um modelo numérico de retro-propagação (backward ray-tracing) de ondas de tsunami, Baptista et al. (1996, 1998a, b) propuseram, como fonte do sismo, uma ruptura diferente à do Banco de Gorringe, ao longo de uma área extensa em forma de L mais perto do Cabo de S. Vicente (Figura 4). Esta zona localizar-se-ia em plena margem continental Portuguesa, estendendo-se desde o Esporão da Estremadura até à região do Banco de Guadalquivir. Os autores propuseram duas áreas de ruptura distintas com dimensões 260kmx100km e 160kmx135km respectivamente.

Figura 4: Localização das fontes propostas por Baptista et al. (1996, 1998b) para o sismo e tsunami de 1 de Novembro de 1755 e deslocamento inicial da água. TAP - Planície abissal do Tejo, Go - Banco de Gorringe, HAP - Planície abissal da Ferradura; curvas

batimétricas com intervalos de 1000m. Adaptado de Baptista et al. (1998b).

Aos trabalhos de Baptista et al. (1996, 1998a, b), sucedeu-se uma campanha de prospecção sísmica que varreu a nova região epicentral (Zitellini et al., 2001) onde foi identificado um acidente com localização, geometria, mecanismos e actividade compatíveis com o evento de 1755, baptizado de Falha Marquês de Pombal (Figura 3). De acordo com Zitellini et al. (2001), a dimensão desta falha é demasiado pequena para que a sua ruptura seja capaz de gerar um sismo com a magnitude estimada para o evento de 1755. No entanto, a associação da mesma com a ruptura do segmento norte da falha da Ferradura (Figura 3), caracterizada pelos autores como BTF (Back-Thrust Fault), justificaria uma quantidade de energia da mesma ordem de magnitude da libertada no sismo de 1755.

Como consequência da reduzida dimensão da Falha Marquês de Pombal, intensificaram-se as campanhas oceanográficas nas margens sudoeste e sul Ibéricas e Marroquina articuladas com multiplicação de esforços de modelação

de propagação de ondas de tsunamis históricos, com o objectivo de se compreender a sismicidade de grande magnitude (e geração de tsunamis associados), que afectam a margem Ibérica.

Baptista et al. (2003), com base em dados de sísmica de reflexão efectuada no sudoeste da Ibéria, e usando amplitudes e tempos de chegada da onda de tsunami como dados de entrada para efectuar modelação numérica (retro- propagação), apresentam mais recentemente como fonte do sismo de 1 de Novembro de 1755 um sistema composto, que incluí a Falha Marquês de Pombal e o flanco sul do Banco de Guadalquivir (Figura 3) com dimensões de 105kmx55km e 96kmx55km, respectivamente.

Terrinha et al. (2003), com base em dados sísmicos efectuados na margem oeste Portuguesa, nomeadamente no sector localizado a sul de Sines, encontraram evidências de actividade durante o Pliocénico – Quaternário na falha Pereira de Sousa (Figura 3). Os autores propuseram a possibilidade de esta falha, juntamente com a Falha Marquês de Pombal, constituírem a fonte do sismo e tsunami de 1 de Novembro de 1755, uma vez que a área afectada pelo conjunto das duas falhas apresenta a dimensão necessária para originar um sismo de magnitude 8,6.

Thiebot e Gutscher (2006) apresentam como candidato à fonte do sismo e tsunami de 1755, uma possível estrutura de subducção identificada no Golfo de Cádis (Figura 3), que dá corpo a um plano de falha com dimensões 180kmx200km. Para testar a viabilidade desta teoria, Gutscher et al. (2006) executaram modelação numérica de retro-propagação da onda de tsunami. Os autores obtiveram atrasos nos tempos de chegada da onda, bem como amplitudes mais baixas para praticamente todas os marégrafos simulados na costa oeste Portuguesa, concluindo que a zona de subducção proposta não poderia representar a única fonte, e que seria necessária a contribuição de uma outra fonte localizada mais para noroeste.

Zitellini et al. (2009) identificaram um conjunto de falhas quase lineares e sub- paralelas, denominadas de falhas SWIM, que formam uma banda de deformação ao longe de 600km, numa região localizada a SW de Portugal

(Figura 3), com base em dados batimétricos e perfis de reflexão sísmica. De acordo com estes autores, a extensão dos segmentos das falhas SWIM, juntamente com a falha da planície abissal da Ferradura, totalizam um comprimento superior a 400km, que seria suficiente para gerar um sismo equivalente ao 1 de Novembro de 1755.

Com base em interpretações morfo-estruturais efectuadas através da análise de perfis sísmicos e de 5 sondagens com pelo menos 3km de profundidade realizados offshore da costa Algarvia, Baptista et al. (2007) identificaram 4 possíveis fontes para o sismo e tsunami de Tavira em 1722. Adicionalmente, efectuaram modelação numérica da geração e propagação do tsunami considerando as 4 fontes, isolando uma mais provável, com base nas observações dos registos históricos, de um recuo das águas localizado na ribeira de Tavira. A fonte mais provável identificada pelos autores, com epicentro em 37º01’N 7º49’W, foi definida como dois conjuntos de falhas localizados a SSE de Tavira, na área submarina próxima à costa do Algarve (Figura 5).

Figura 5: Localização da fonte proposta para o sismo e tsunami de 27 de Dezembro de 1722 e isolinhas com elevações máximas do plano de água em intervalos de 0,25m.

Adaptado de Baptista et al. (2007).

Para os sismos de 1941 e 1975, Moreira (1988) localiza o epicentro nas planícies abissais (Figura 3), longe da margem continental, e atribui a geração dos tsunamis à ocorrência de escorregamentos submarinos, referindo a ocorrência de uma corrente turbidítica gerada pelo sismo de 1941, que quebrou

Martins e Victor (2001, in: Baptista e Miranda, 2009) localizam o epicentro do sismo de 25 de Novembro de 1941 nas coordenadas 37,42ºN, -19,01ºE.

O sismo de 26 de Maio de 1975 ocorreu perto do Arquipélago dos Açores, sendo a localização do seu epicentro, dada pela USGS, 200km para sul da falha da Glória (Figura 2), mais precisamente 17,5ºW; 35,9ºN (Kaabouben et

al., 2008; Baptista e Miranda, 2009).