L’apport des explications naïves à la conception des messages de prévention

As bacias sedimentares meso-cenozóicas portuguesas sofreram distintas fases de extensão, levantamento, subsidência e inversão e foram geradas durante os períodos de extensão e rifting relacionados com a abertura do Oceano Atlântico Norte e encerramento do Oceano Tétis.

Estes eventos tectónicos provocaram, ao longo do tempo, na Bacia Lusitânica, diferentes taxas de levantamento e subsidência, traduzidas na sua compartimentação em sub-bacias e pela diferenciação em relação às outras bacias mais próximas. Estes mesmos movimentos tectónicos, quando associados a variações eustáticas do nível do mar, foram criando diferentes sistemas deposicionais também ao longo do tempo (GUÉRY et al., 1986; WILSON, 1988; WILSON et al., 1989; REIS et al., 1993; ROCHA et al., 1996; KULLBERG et

al., 2006).

A Bacia Lusitânica está directamente relacionada com a evolução tectónica do Maciço Hespérico, fragmento do soco Varisco, tendo-se desenvolvido na sua margem oeste e sofrido um forte controlo estrutural por parte do soco hercínico (herança hercínica) (WILSON, 1988; WILSON & LEINFELDER, 1990; ROCHA et al., 1996; STAPEL et al., 1996;

RIBEIRO et al., 1996; KULLBERG, 2000; KULLBERG et al., 2006). É neste sentido que se

torna adequado, como base de partida, perceber, ainda que resumidamente, a evolução geodinâmica deste Maciço e, logo, da Península Ibérica.

De acordo com as características das bacias sedimentares formadas e do estilo tectónico actuante, é possível caracterizar grosseiramente dois regimes tectónicos neste maciço:

- regime orogénico dominantemente compressivo durante o Paleozóico, com a formação de rochas metamorfizadas, dobradas e falhadas, bem como abundantes intrusões ígneas. Durante o Cenozóico, com formação dos Pirinéus e consequente inversão tectónica da Bacia (RIBEIRO et al., 1979, 1996) devido à colisão da Península Ibérica com a placa da Europa;

- um regime de distensão crustal, com reactivação de estruturas tectónicas hercínicas e subsequente formação das bacias sedimentares peri-atlânticas, durante o

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Figura I.2: Bacias de rift circum-atlânticas, antes da expansão oceânica (retirado de HISCOTT et al.,

1990).

Neste trabalho abordar-se-á a influência do regime distensivo na génese e evolução da Bacia Lusitânica, durante o Mesozóico e, mais resumidamente, a forte influência posterior do regime compressivo durante o Cenozóico.

Antes dos eventos de rifting, a margem Oeste da Península Ibérica estava próxima dos Grand Banks da Terra Nova (Newfoundland). O Sul da Ibéria estaria próxima do Arco Varisco de Marrocos (ZIEGLER, 1988; RIBEIRO et al., 1996).

Durante o Pérmico superior, dá-se a fragmentação do supercontinente Pangeia, com a geração das placas Gondwana e Laurásia, formando-se o Golfo da Biscaia no norte da Península Ibérica e, a Oriente, do Triásico Inferior ao Superior, o rift pelo qual o Mar de Tétis avançou para oeste (ZIEGLER, 1988).

É durante esta reorganização de placas que se dá o desenvolvimento de sistemas de

rifting, gerados a partir da reactivação das falhas hercínicas. Estes sistemas propagaram-se

para sul, com a formação de grabens. Ao mesmo tempo, transgressões cíclicas no Mar de Tétis, permitiram o desenvolvimento de plataformas carbonatadas nas suas margens (ZIEGLER, 1988; DERCOURT et al., 1993; GAETANI et al., 2003). São estas transgressões,

associadas aos sistemas de rifting, as responsáveis pela formação de carbonatos e evaporitos nas bacias da Aquitânia e Cantábrica durante o Triásico Médio e pela formação dos primeiros depósitos evaporíticos nas bacias mesozóicas portuguesas, já no Triásico Superior (primeira fase de rifting) (e.g. SOARES et al., 1993a; KULLBERG, 2000; ALVES, 2002).

No Jurássico Médio há nova reorganização de placas com a separação crustal entre as massas Gondwana e Laurásia, resultando na separação de África e da América do Norte (ZIEGLER, 1988; TANKARD & BALKWILL, 1989) (Fig.I.2).

No que respeita à expansão do fundo oceânico, mediante o desenvolvimento dos sistemas de rifts, alguns autores (HISCOTT et al., 1990; SAWYER, 1993 in RASMUSSEN et

al., 1998; WALLRABE-ADAMS et al., 2005) propõem uma abertura sucessiva de sul para

norte de três segmentos de propagação: Planície Abissal do Tejo durante o Jurássico Superior, Planície Abissal Ibérica durante a transição Jurássico/Cretácico e Banco da Galiza no início do Cretácico. Outros autores adicionam que, no início do Cretácico, um novo sistema de rifts era gerado na actual área do talude continental da Península Ibérica, onde a Falha da Nazaré (aqui referida como acidente Lousã-Pombal-Nazaré) se comportava como importante estrutura tectónica, separando uma área de expansão oceânica (Planície Abissal do Tejo) de outra a norte, com contínuo rifting continental (ALVES et al., 2006).

É evidente que os episódios de rifting não precederam imediatamente a expansão do fundo oceânico. O início da expansão do fundo oceânico entre diferentes sectores da margem continental da Ibéria foi, assim, diacrónico (HISCOTT et al., 1990). Por outro lado, são reconhecidas várias descontinuidades que testemunham múltiplas fases de rifting nas bacias mais profundas do Atlântico Norte, incluindo o offshore da Ibéria (ALVES et al., 2006).

O que parece consensual é a migração do eixo de expansão oceânica do Atlântico em direcção a norte, tendo sido finalmente consolidada a abertura oceânica com formação de crosta oceânica no Cretácico Inferior (Aptiano, WALLRABE-ADAMS et al., 2005) (Fig.I.3).

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Figura I.3: Elementos fisiográficos principais no rifting do Atlântico Norte. As linhas mais escuras indicam os locais de separação continental (retirado de HISCOTT, 1990).

No início do Aptiano, ou mesmo antes segundo WILSON et al. (1989), o bloco que constitui a Península Ibérica passará a descrever um movimento anti-horário e passará a comportar-se como uma “micro-placa” graças à progressiva abertura do Golfo da Biscaia e separação entre o Banco da Galiza e a Bacia de Flemish (no actual Canadá) (RIBEIRO et al.,

1990, 1996).

Do Cretácico Inferior ao Médio, com a continuação da abertura oceânica, a Península sofrerá uma segunda fase de rotação anti-horária. No Campaniano inferior, no Golfo de Gasconha, a extensão crustal cessa (WILSON et al., 1988; ALVES et al., 2006), do que resultará, mais tarde, a convergência (já no sentido horário) da Península Ibérica com a margem SW da Europa (PINHEIRO et al., 1996; RIBEIRO et al., 1996; ALVES et al., 2006)

(Fig.I.4). É durante os finais do Cenomaniano que ocorre a colmatação da Bacia Lusitânica (REY et al., 2006)

Na continuação da segunda fase em regime compressivo, com convergência entre as placas Ibérica e Euro-asiática, dá-se, durante o Cretácico Superior e o Paleogénico, a propagação da “frente colisional” para oeste. Há evidências da reactivação de sistemas de falhas a que se associam intrusões basálticas na região de Lisboa (RIBEIRO et al., 1996).

Figura I.4: Deslocamento do eixo da expansão oceânica de A para B, segundo WILSON (1989) e

rotação da Ibéria com posterior colisão com a placa Europeia em C, D e E (retirado de WILSON, 1989).

Durante a passagem Oligocénico-Miocénico Inferior, dá-se a colisão da “micro- placa” Ibérica com a margem sul de França, com a criação dos Pirinéus e nova reactivação de falhas hercínicas e mesozóicas. Esta nova fase compressiva exerceu grande influência na Bacia Lusitânica, criando uma “inversão” tectónica (PINHEIRO et al., 1996; ALVES et al., 2006; KULLBERG et al., 2006) cujo evento principal, segundo WILSON et al. (1996), terá ocorrido no final do Miocénico Médio. Foi esta “inversão” que provocou a elevação e subsequente exposição de grande parte das formações mesozóicas da Bacia Lusitânica (MOUGENOT et al., 1979; RIBEIRO et al., 1979, 1990, 1996; WILSON, 1988; PINHEIRO et al., 1996; AZERÊDO et al., 2003).