Chapitre III - Techniques expérimentales
2. Techniques d’élaboration et d’analyse des films getter en salle blanche
3.2. Interactions ions-matière
3.2.3. Endommagement de la cible sous faisceau d’ions d’analyse
As duas zonas sismotectónicas que poderão gerar tsunamis que afectem a costa sul Portuguesa são: a zona da falha da Glória que, de acordo com Campos (1991) e Moreira (1988), gera tsunamis pouco intensos com efeitos sentidos principalmente nos Açores, Madeira e Marrocos (tsunamis de 1941 e 1975); e o Golfo de Cádis que é apresentado como a principal fonte tsunamigénica, responsável pelos sismos que deram origem aos tsunamis de 60AC, 382DC, 1722DC, 1755DC e 1969DC.
De entre estes eventos, os tsunamis gerados pelos sismos de 1941, 1969 e 1975, registados em marégrafos na costa sul Portuguesa, apresentaram amplitudes inferiores a 1m. Como já foi referido, para o primeiro e último sismo, os seus epicentros localizam-se longe da margem continental Portuguesa, e, para o de 1969, com uma magnitude de 7,9 (Baptista e Miranda, 2009) o epicentro identificado pelo USGS foi o Banco de Gorringe. Para o tsunami de 1722 existe apenas registo de alteração das águas em Tavira, sugerindo que a sua origem foi local, com epicentro a SSE de Tavira (Baptista et al., 2007). Já os sismos de 60AC, 382DC e 1755 geraram tsunamis que são referidos nos
O sismo tsunamigénico de 60AC, apresentou uma magnitude 8,6 (LNEC, 1986
in Baptista e Miranda, 2009; Sousa et al., 1992, in Baptista e Miranda, 2009).
Já o sismo de 382DC, segundo Martins e Victor (2001, in Baptista e Miranda, 2009), teve magnitude estimada em 7,5. Para ambos os casos, a zona epicentral atribuída por diversos autores foi a planície abissal da Ferradura, à semelhança do sismo de 1969.
No caso do sismo e tsunami de 1755, com magnitude de 8,5±0,3 (Solares e Arroyo, 2004, in Baptista e Miranda, 2009), Baptista et al. (2003) propõem como epicentro um sistema composto que inclui a Falha Marquês de Pombal e o flanco Sul do Banco de Guadalquivir. Terrinha et al. (2003) propõem as falhas Marquês de Pombal e de Pereira de Sousa, localizadas ao longo da margem continental oeste Portuguesa, a sul de Sines, como estruturas responsáveis pelos mesmos eventos. Mais recentemente, Zitellini et al. (2009) identificaram um conjunto de falhas, numa região do fundo submarino a SW de Portugal, cuja extensão total, juntamente com a falha da planície abissal da Ferradura, apresenta comprimento superior a 400km, capaz de gerar um sismo com magnitude equivalente ao de 1755.
Tendo em consideração as magnitudes apresentadas por diversos autores para os sismos de 60AC e 382 DC (8,6 e 7,5 respectivamente), e admitindo que o impacto teve expressão em todo o litoral atlântico da Ibéria, não parece coerente que a localização da fonte seja idêntica à do sismo de 1969, com magnitude de 7,5 e tsunami com amplitude inferior a 1m, uma vez que os primeiros geraram impactos com efeitos muito destrutivos. Seria de esperar que o sistema de falhas e mecanismo responsável por estes sismos fosse idêntico ao de 1755 e não ao de 1969.
Os registos históricos de movimentação das águas que ocorreram associadas ao tsunami de 1755 referem um recuo das águas seguido de inundação que atingiu alturas diferentes nos dois lados dos promontórios de Arrifana, Cabo de S. Vicente e Sagres (Anexo A, Fichas H2, H3 e H4). Na ponta da Arrifana, Sousa (1919) refere uma elevação do mar em apenas 4m a norte e a uma altura de 60m pelo lado sul, originado a destruição de um forte. No Cabo de S. Vicente, o mesmo autor refere que pela parte norte o nível do mar baixou, mas
não saiu dos seus limites, enquanto que pelo lado sul, o mar recuou numa distância de ½ légua. Em Sagres, Lopes (1841) e Sousa (1919) referem uma subida do nível do mar menor do lado leste, comparativamente à subida do lado norte.
Apesar da altura de run-up existente nos registos de inundação parecer exagerada, as diferenças referidas acima sugerem que o tsunami de 1755 apresentaria um rumo de SW, não sendo compatível com uma fonte localizada ao longo da margem continental oeste ou no Banco de Guadalquivir, como sugerido por Baptista et al. (2003). De acordo com a variação do run-up a norte e a sul ou a norte e a leste dos promontórios referidos, a fonte mais provável, de entre as apresentadas por diversos autores nas últimas décadas, seria a proposta por Zitellini et al. (2009) de uma conjunção entre as falhas identificadas a SW de Portugal e a falha da planície abissal da Ferradura.
Com base nos registos históricos e instrumentais de sismicidade em Portugal e através da aplicação da função de Gutenberg-Richter a registos sísmicos com magnitudes superiores a 3, Simões et al. (1992) estimaram a probabilidade de ocorrência de um sismo capaz de gerar um tsunami. Estes autores obtiveram intervalos de recorrência de 200 anos para sismos com magnitude 7,5; de 450 anos para sismos de magnitude 8,0; de 1000 anos para sismos de magnitude 8,5; e de 2500 anos para sismo de magnitude 9,0 (Figura 92).
A diferença entre magnitudes indicadas por diversos autores e apresentadas acima, dos sismos com epicentro a SW da costa sul Portuguesa, e que geraram tsunamis, permite separar os eventos de 382DC (M=7,5) e 1969DC (M=7,9) dos eventos de 60AC (M=8,6) e 1755DC (M=8,5).
Sismos de magnitude superior a 8,5 (60AC e 1755DC) apresentariam então, intervalos de recorrência entre 1000 e 2500 anos, de acordo com os valores propostos por Simões et al. (1992), sendo o intervalo calculado compatível com o intervalo temporal de 1815 anos que separou os eventos mencionados. No entanto, assumindo um intervalo de recorrência de 200 anos para um sismo e tsunami equivalente ao de 382DC (com magnitude de 7,5), seria expectável que tivessem ocorrido 8 eventos da mesma natureza entre aquela data e a
actualidade, o que não aconteceu. A não consideração de mecanismos focais e a utilização única e exclusiva da magnitude dos sismos no cálculo de intervalos de recorrência, origina a inclusão de sismos que, apesar de apresentarem magnitudes elevadas, não estiveram associados a um deslocamento vertical do fundo submarino, não gerando por esse motivo tsunamis significativos.
Figura 92: Relação de Gutenberg-Ritcher para a costa atlântica e mediterrânica Ibérica. Zona A corresponde a uma área localizada a sudoeste da costa Algarvia. Retirado de
Simões et al. (1992).
Os intervalos de recorrência sugeridos por Simões et al. (1992) encontram-se assim subestimados no que diz respeito a eventos com potencial destrutivo para a costa Portuguesa.
Conclusões
Existem apenas registos históricos de sismicidade e inundação tsunamigénica com efeitos destrutivos na costa Algarvia nos anos de 60AC, 382DC e 1755DC, descritos num pequeno número de obras de referência (e.g. Brito, 1597; Mendonça, 1758; Lopes, 1891; Sousa, 1919). O carácter destrutivo e regional destas inundações sugere uma mesma fonte sísmica e mecanismos focais idênticos.
Os registos históricos de inundação do tsunami de 1755 na costa Algarvia sugerem uma fonte sísmica localizada no fundo submarino a SW do Algarve, compatível apenas com a conjunção entre um sistema de falhas ao longo de uma banda de deformação que materializa o limite entre as placas Euro- asiática e Africana, a SW de Portugal, e a falha da planície abissal da Ferradura.
O cálculo de intervalos de recorrência com base em magnitudes dos sismos, sem consideração dos mecanismos focais associados, origina uma subestima dos mesmos, no que diz respeito à ocorrência de tsunamis com potencial destrutivo para a costa Portuguesa.
Foram identificados ao longo da costa Algarvia 18 locais com registo histórico de inundação tsunamigénica associada ao evento de 1755 e 32 locais com potencial geomorfológico favorável a inundação e preservação de assinatura sedimentar de eventos de alta energia. De entre os últimos, 7 locais (Martinhal, Barranco, Zavial, Furnas, Figueira, Boca do Rio e Luz), todos localizados no troço mesocenozóico da costa sul Algarvia, foram estudados no âmbito deste trabalho.
Comparativamente à restante costa Algarvia, este troço costeiro apresenta homogeneidade geomorfológica, sendo caracterizado por praias encastradas em fozes de ribeiras que correm em vales de fundo plano, encaixadas entre vertentes íngremes talhadas em rochas carbonatadas. Em todos os locais de estudo, com excepção da Luz, encontram-se em desenvolvimento na região da
praia depósitos eólicos que dão forma a pequenas dunas frontais e/ou trepadoras, e no Martinhal a um cordão dunar bem desenvolvido.
Ao longo dos vales, o ambiente de deposição predominante, é dominado por sedimentação fluvial com deposição preferencial de areia fina lodosa, em planícies de inundação, alternada com areias grosseiras e cascalheiras e ocorrem também depósitos de burgaus, estes últimos concentrados nos talvegues. Todos estes depósitos apresentam percentagens em carbonato de cálcio tipicamente abaixo de 10% e representam a fase mais recente de preenchimento sedimentar dos vales.
As praias apresentam pequeno comprimento e largura, e são tipicamente constituídas por areias médias, bem calibradas, apresentando percentagens em carbonato de cálcio entre 25% e 30%, resultantes da presença de bioclastos. Os depósitos arenosos apresentam, na grande maioria dos locais de estudo, pequena espessura, e cobrem depósitos também de praia, mas de blocos e burgaus.
Os estudos efectuados por diversos autores na depressão do Martinhal e da Boca do Rio, e efectuados no âmbito deste trabalho, na depressão do Zavial, permitiram caracterizar a evolução paleoambiental das mesmas, como uma transição de ambiente marinho de alta energia para ambiente fluvial, traduzindo uma regressão forçada. A transição ocorreu devido à instalação de uma barreira arenosa que originou um confinamento de sistemas lagunares a montante, entre 386AC e 972DC no Martinhal e entre 646DC e 984DC na Boca do Rio. Neste momento, não existem datações efectuadas nos sedimentos que preenchem a depressão do Zavial, não sendo por isso possível apresentar uma idade para a formação da barreira arenosa.
Diversos autores identificaram no Martinhal e na Boca do Rio depósitos característicos de assinaturas deposicionais de eventos de alta energia, associados ao tsunami de 1755, constituídos por unidades arenosas com granotriagem positiva de origem marinha, e burgaus calcários e bolas de lodo na base, perdendo espessura e subindo em cota para terra, intercalados em lodos aluviais.
Em adição aos locais referidos anteriormente, foram identificados depósitos peculiares em três novos locais (Barranco, Zavial e Furnas), com características que sugerem assinatura deposicional de eventos de alta energia, e constituídos por depósitos arenosos de origem marinha intercalados em lodos aluviais e/ou depósitos de blocos e burgaus, também com evidências marinhas, a distâncias consideráveis da linha de costa. Os elementos disponíveis até à data sobre a sua datação associam-nos, mais uma vez, ao evento de 1755DC.
A comparação entre os parâmetros texturais das areias que constituem as unidades tsunamigénicas do Martinhal e da Boca do Rio, com os das areias de praia e duna actuais sugerem uma fonte sedimentar adicional a estas, possivelmente localizada ao largo e constituída por sedimentos mais grosseiros, que atribuem diâmetro médio e desvio padrão superior às areias dos depósitos de tsunami.
A modelação de uma duna frontal pós Romana, existente na Boca do Rio em meados do século XVIII e destruída pela inundação de 1755, sugere uma volumetria de areias 1,5 a 3 vezes superior à retida na unidade tsunamigénica, indicando assim possível transporte sedimentar para o largo, na ressaca.
Com base em dados preliminares obtidos recentemente no campo, foi identificado um segundo depósito cujas características poderão ser compatíveis com um evento de alta energia no Martinhal; a sua localização na coluna sedimentar sugere que se poderá eventualmente relacionar com a inundação tsunamigénica de 382DC.
A não identificação de um depósito equivalente na depressão da Boca do Rio deve-se possivelmente a uma instalação tardia da barreira arenosa, impossibilitando a individualização do mesmo em areias marinhas que constituem a base da sequência sedimentar.
Foram desenvolvidos três índices geomorfológicos que espelham diferenças entre os locais de estudo. São eles: a) razão entre a largura do vale na planície aluvial e na praia (PA/P) que traduz a forma dos vales; b) diferença entra a cota máxima das dunas frontais e a cota mínima da planície aluvial, que traduz a
disponibilidade sedimentar e probabilidade de retenção sedimentar a montante de uma barreira arenosa remanescente; área da planície aluvial abaixo de 10m (NMM) que representa o controlo da dispersão da inundação e espaço de acomodação sedimentar.
A partir dos índices obtidos, ordenaram-se os locais estudados com base na probabilidade de deposição e preservação de um evento de alta energia, sendo que a Boca do Rio apresenta maior probabilidade, seguida do Martinhal, Barranco, Zavial, Figueira e finalmente Furnas. O intenso povoamento e construção na antiga planície de inundação da Ribeira da Luz não permitiram a identificação de assinaturas sedimentares deposicionais de eventos de alta energia.
A ordem de probabilidade obtida é compatível com as diferentes extensões das assinaturas sedimentares dos eventos de alta energia identificados, confirmando assim um controlo geomorfológico da inundação e retenção dos sedimentos através dos índices desenvolvidos, no troço costeiro em análise.
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