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7. CONSIDERAÇÕES FINAIS

A ilha do Pico está implantada na Zona de Fractura Faial-Pico, uma estrutura tectónica do tipo transformante leaky que se desenvolve ao longo de 350 km segundo um alinhamento geral WNW-ESE, entre a Crista Médio-Atlântica e a zona a Sul da Fossa do Hirondelle. A forma alongada da ilha do Pico segundo aquela orientação, reflecte, inequivocamente, a influência directa da tectónica sobre o vulcanismo da ilha do Pico, em particular da presença daquela zona de fractura, considerada por alguns autores (e.g. Luis et al., 1994) como o actual limite Sul da fronteira de placas Eurásia-África na região do Grupo Central.

Localizada a cerca de 160 km para Leste do eixo da Crista Médio-Atlântica, a ilha do Pico apresenta-se como a mais jovem do arquipélago dos Açores e terá emergido há cerca de 300 000 anos, sob a forma de um vulcão em escudo. Sendo esta, igualmente, a génese provável para a ilha do Faial, a qual se encontra a uma distância de cerca de 130 km do vale de rifte meso-oceânico, os dados disponíveis apontam, contudo, para que a actividade vulcânica primitiva desta ultima ilha seja manifestamente mais antiga, com uma idade máxima de aproximadamente 800 000 anos (Feraud et al., 1980). Na ilha de São Jorge, a uma distância média de 180 km da CMA, e que, com as ilhas anteriores, define um importante sistema vulcânico do arquipélago dos Açores, a actividade vulcânica subaérea mais antiga não será anterior a 600 000 anos.

Estas diferenças em termos da idade das formações mais antigas das ilhas do triângulo Faial-Pico-São Jorge, consubstanciam-se, igualmente, em outras características distintivas ou peculiares em cada uma destas ilhas, designadamente no domínio da geomorfologia, da petrologia e do quimismo das lavas. A presença de um vulcão central com caldeira, de natureza traquítica s.l., na ilha do Faial, a presença exclusivamente de vulcões monogenéticos em toda a cordilheira vulcânica que constitui a ilha de São Jorge e a existência de um grande vulcão poligenético na ilha do Pico, com cerca de 3500 m de altura relativamente aos fundos oceânicos envolventes, constituem algumas das características mais importantes do vulcanismo de cada uma destas ilhas.

O padrão acima retratado para a distribuição das zonas de vulcanismo mais antigo das ilhas do triângulo, face ao posicionamento da Crista Médio-Atlântica, mostra que não há nesta zona do arquipélago uma evidente migração da actividade vulcânica para Oeste, ao longo do tempo e controlada pela presença da CMA. Este mesmo padrão, ou melhor dizendo, a sua inexistência, está igualmente patente, a uma escala geográfica e temporal mais reduzida, na história vulcânica da ilha do Pico.

De facto, se em termos gerais se poderá afirmar que a região do Vulcão do Topo corresponde à zona mais antiga da ilha e que, em oposição, a Montanha do Pico se apresenta como a zona onde, em geral, a actividade vulcânica ocorrida manifesta uma idade mais recente. Tal não significa, contudo, que no primeiro não haja formações geológicas recentes, holocénicas, e que no segundo não aflorem depósitos vulcânicos “antigos”. Uma migração da actividade vulcânica para Leste, inversa à esperada face ao enquadramento geotectónico da ilha do Pico, pode ser inferida para a região de vulcanismo fissural que constitui a extensa cordilheira vulcânica São Roque-Piedade, na medida em que é sobretudo na metade Oeste deste alinhamento vulcânico que predominam as formações geológicas antigas (por vezes intensamente argilizadas). Contudo, e uma vez mais, tal padrão não pode ser generalizado à totalidade do alinhamento e, adicionalmente, não terá, de todo, existido nos últimos milénios. Com efeito, durante o Holocénico ocorreu extrusão de lava em diferentes pontos do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade, sem qualquer padrão migratório nítido e constante, incluindo erupções sub-actuais no extremo Leste da ilha do Pico e erupções históricas no troço central deste alinhamento vulcânico.

No plano de trabalhos proposto, e que culminou com a elaboração do presente texto, foram intencionalmente levantadas várias questões relativas ao vulcanismo da ilha do Pico, às quais os elementos coligidos procurariam dar resposta. Assim, a extrema juventude da grande maioria dos depósitos vulcânicos existentes, a natureza efusiva e pouco explosiva do seu vulcanismo, a imponência da Montanha, a forte declividade das suas vertentes mais elevadas, o nítido contraste morfológico entre a região oriental e a metade ocidental desta ilha, o registo da ocorrência de erupções vulcânicas em diferentes sectores da ilha após o seu povoamento, a sua sismicidade relativamente baixa, a presença de importantes zonas abatidas na região do Vulcão do Topo e, ainda, a existência, ou não, de uma câmara magmática sob a Montanha, constituem alguns dos aspectos que os trabalhos levados a cabo na ilha do Pico procurariam caracterizar e explicar. Assim sendo, para além das várias conclusões parcelares apresentadas no decurso do presente trabalho, passam-se agora em revista, os principais elementos obtidos no decurso do estudo da actividade vulcânica da ilha do Pico.

As erupções vulcânicas registadas nesta ilha após o seu povoamento apresentam estilos eruptivos e características compatíveis com os elementos recolhidos no campo para a quase generalidade das erupções ocorridas na ilha do Pico durante o Plistocénico Superior e o Holocénico. De entre estas características destacam-se: 1) os baixos índices de explosividade associados às erupções históricas (do tipo estromboliano e/ou hawaiano, e com VEI<2), em que as fases efusivas são claramente predominantes, 2) as áreas relativamente pequenas cobertas pelas escoadas lávicas emitidas e, 3) no caso da erupção de 1718 A.D., a abertura de centros emissores a cotas sucessivamente mais baixas ao longo de um mesmo acidente tectónico e a extrusão de lavas com composição mineralógica e quimismo diferentes. Como aspectos particularmente importantes do ponto de vista da prevenção e da previsão sismovulcânica, refira-se a duração de quase dois anos da erupção do Mistério da Praínha, muito provavelmente a mais longa do arquipélago dos Açores, e o facto de que todas as erupções históricas da ilha do Pico apresentaram evidentes sinais percursores, fazendo-se preceder pela ocorrência de sismos sentidos pela população e, ainda, pela abertura de fendas no solo.

A sismicidade que antecedeu e acompanhou estas erupções históricas está bem patente no historial sísmico da ilha do Pico, o qual, apesar das importantes lacunas documentais que revela, permite uma caracterização sumária da actividade sísmica desta ilha. Os estudos efectuados permitiram concluir que a sismicidade intrínseca da ilha do Pico é relativamente baixa quando comparada com a das restantes ilhas do Grupo Central, caracterizando-se pela ocorrência de sismos locais pouco frequentes e de baixa magnitude, localizados predominantemente na região do estratovulcão activo da Montanha do Pico e no canal Faial-Pico, as principais zonas sismogénicas desta ilha. Neste âmbito deverá salientar-se que cerca de 90% dos sismos sentidos nesta ilha apresentam intensidades inferiores a grau IV e não causam quaisquer prejuízos materiais. Contudo, a ilha do Pico é sacudida esporadicamente por abalos de intensidade IMM>VI/VII, na sua maioria gerados nas zonas sismogénicas vizinhas, como foi o caso dos sismos de São Jorge (1757), da Horta (1926), da crise sísmica do Pico de 1973 e, mais recentemente, do sismo do Faial, de 9 de Julho de 1998. No período 1926-1998 ocorreram sismos com IMM³V, ou seja, potenciadores da ocorrência de danos, em intervalos médios de 12 anos, observando-se contudo sismos com aquelas intensidades em intervalos máximo e mínimo de, respectivamente, 20 e 7 anos.

Os trabalhos de cartografia geológica e de estratigrafia levados a cabo permitiram a elaboração da “Carta Vulcanológica da Ilha do Pico”, de que se apresenta uma versão preliminar em anexo ao presente documento. Uma carta desta natureza, para além de constituir a base de sustentação para os mais variados estudos que se venham a efectivar no domínio da vulcanologia da ilha do Pico, constitui, igualmente, uma ferramenta fundamental para a reconstituição da história eruptiva desta ilha e, por conseguinte, para uma correcta avaliação dos perigos vulcânicos (volcanic hazards) associados. Neste sentido, os trabalhos de campo desenvolvidos tiveram como preocupação central a obtenção do detalhe adequado a permitir aquela reconstituição, bem como a obtenção de um número suficientemente significativo de datações absolutas e/ou idades relativas capaz de promover um apertado controle temporal das formações geológicas cartografadas.

Para a prossecução destes objectivos, e atendendo às especificidades da natureza geológica dos terrenos a cartografar, tornou-se evidente a necessidade da adopção de critérios e estratégias diferentes das que foram utilizadas na cartografia vulcanológica de outras parcelas do arquipélago, designadamente das ilhas de Santa Maria (Serralheiro et al., 1986), do Faial (Serralheiro et al., 1989) e da Graciosa (Gaspar e Queiroz, 1995), ou do maciço vulcânico das Sete Cidades (Queiroz, 1997), na ilha de São Miguel. Neste contexto, na cartografia dos produtos vulcânicos adoptou-se um critério mineralógico adicional, tendo por base a composição modal das lavas e a morfologia dos fenocristais presentes em amostra de mão, critério que se revelou um método eficaz para caracterizar as escoadas lávicas pertencentes a uma dada formação geológica, bem como na definição das manchas cartográficas de diferentes formações.

Do ponto de vista morfológico, a ilha do Pico compreende três zonas distintas. Enquanto que a sua metade ocidental é dominada pela presença de um estratovulcão com 2351 m de altitude, a Montanha do Pico, na zona centro-meridional da ilha, nas proximidades de Lajes do Pico, localizam-se os restos de um segundo vulcão poligenético, o vulcão em escudo do Topo. A terceira zona apresenta-se como um extenso alinhamento vulcano-tectónico, que se desenvolve ao longo de 29 km de extensão, entre a zona central da ilha e o seu extremo oriental (o “Planalto da Achada”), e que é caracterizado por cerca de duas centenas de cones vulcânicos monogenéticos e escoadas lávicas associadas, as quais escoaram, quer em direcção à costa Sul, quer em direcção à costa Norte da ilha do Pico. Estas três zonas, para além das diferenças morfológicas apontadas, evidenciam diferentes constrangimentos tectónicos, genéticos e evolutivos, que estão retratados na carta vulcanológica obtida, na vulcanoestratigrafia adoptada e, em suma, na história vulcânica da ilha do Pico.

De acordo com os critérios adoptados nos trabalhos de campo, a ilha do Pico revela a presença de uma grande variedade de tipos litológicos, desde lavas afíricas a lavas porfíricas, com ou sem fenocristais de plagioclase, incluindo, ainda, ankaramitos e rochas picríticas. Como característica predominante das lavas da Montanha do Pico destaca-se a presença frequente de rochas ricas em fenocristais de plagioclase, os quais se apresentam segundo glomérulos de plagioclase dispostos em rosetas, de dimensões variadas e que podem atingir diâmetros máximos de cerca de 1 cm. Escoadas deste tipo e com “rosetas” de plagioclase de diâmetro inferior a 5 mm, predominam em toda a zona mais elevada do estratovulcão do Pico, tendo sido emitidas da cratera terminal da Montanha e do cone do Piquinho (ou Pico Pequeno). No alinhamento vulcânico São Roque-Piedade, são igualmente muito comuns lavas porfíricas ricas em fenocristais de plagioclase, embora neste caso este mineral se apresente sobretudo sob a forma de grandes fenocristais de hábito tabular, por vezes com 2 a 3 cm comprimento.

Uma parte significativa das rochas da Montanha do Pico, corresponde a rochas porfíricas olivínico-piroxénicas, incluindo basaltos picríticos, associadas sobretudo a erupções secundárias nos flancos do vulcão. Do mesmo modo, é na metade ocidental da ilha do Pico que se observam os principais afloramentos de rochas ankaramíticas. Nas escoadas lávicas pahoehoe, em especial na zona da Montanha, onde são mais comuns, é frequente observarem-se fenómenos de deposição gravítica selectiva dos fenocristais numa mesma escoada lávica ou unidade de fluxo. Estes fenómenos caracterizam-se por maiores concentrações e dimensões dos minerais ferromagnesianos próximo da base das unidades de fluxo, enquanto que o topo das escoadas, usualmente vesiculado, apresenta-se quase desprovido destes fenocristais. Pelo contrário, é comum observar-se uma maior concentração de fenocristais de plagioclase (acículas, rosetas ou cristais tabulares) na parte superior das escoadas, designadamente à superfície das lajes, característica esta que pode ser atribuída a fenómenos de flutuação dos cristais de plagioclase durante a implantação das escoadas lávicas. Refira-se, por último, a presença de xenólitos peridotíticos de provável origem mantélica em diversas lavas da ilha do Pico, bem como outros de natureza gabróica, podendo nalguns casos corresponder a acumulados.

Os dados geoquímicos disponíveis mostram que as rochas da ilha do Pico apresentam uma natureza marcadamente alcalina, onde os termos mais evoluídos da série estão praticamente ausentes, sendo cerca de 80% basaltos s.s. e cerca de 18% hawaitos. Por outro lado, análises efectuadas mostraram que cerca de 50% das rochas amostradas são basaltos alcalinos, enquanto que os basaltos transicionais e os basaltos subalcalinos representam, respectivamente, 35% e 15% do total, apresentando-se em geral subsaturados em sílica, com carácter sódico e baixos teores em potássio. As lavas mais evoluídas correspondem às do Mistério de Santa Luzia, de composição benmoreítica predominante, emitidas durante a fase inicial da erupção de 1718.

A principal característica da tectónica associada à ilha do Pico reside no facto de que os acidentes de orientação geral WNW-ESE são, de um modo genérico, os dominantes na ilha, uma consequência directa do seu enquadramento geodinâmico. Não obstante, identificaram-se nesta ilha acidentes tectónicos com uma orientação muito variada e que se podem agrupar em três grupos principais. Os principais acidentes tectónicos na ilha do Pico, em termos de quantidade e extensão, apresentam uma orientação geral WNW-ESE e, embora na sua maioria sejam definidos por alinhamentos vulcânicos (de cones, crateras, bocas e fissuras eruptivas), alguns evidenciam uma rotura superficial importante, designadamente sob a forma de escarpas de falha mais ou menos extensas, como é o caso da Falha da Lagoa do Capitão, da Falha do Topo ou da Falha de São Caetano. Na sua maioria estas estruturas apresentam-se como desligamentos direitos normais (Madeira, 1998) e na zona oriental do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade os acidentes tectónicos desta família evidenciam uma orientação geral mais próxima de W-E.

Um segundo grupo, com menor representatividade na ilha do Pico, inclui acidentes de orientação geral NNW-SSE, na sua maioria segundo desligamentos esquerdos com componente normal associada, e que são mais comuns na Montanha do Pico. O mais significativo acidente desta família corresponde à Falha da Lomba do Fogo, com uma extensão superior a 25 km e que intersecta os focos eruptivos da erupção de 1718 e o topo da Montanha. Finalmente, os acidentes NE-SW, incluindo aqueles de orientação geral ENE-WSW, estão mais difundidos no estratovulcão do Pico e no vulcão em escudo do Topo, onde, em termos gerais, parecem corresponder a fracturas radiais a estes edifícios vulcânicos. Algumas destas fracturas evidenciam uma componente normal, a que está associada por vezes uma componente desligativa. A quase totalidade dos filões observados no Vulcão do Topo apresenta uma orientação geral NE-SW, coincidente com a da maioria dos alinhamentos vulcânicos inferidos para este vulcão. Este facto sugere a possibilidade que tal directriz tectónica retratar o campo de tensões associado a erupções secundárias relativamente recentes nos flancos deste vulcão em escudo.

O vulcão em escudo do Topo ter-se-á edificado, numa primeira fase, a partir da emissão de escoadas lávicas subaéreas muito fluidas emitidas do topo do cone vulcânico, segundo erupções do tipo hawaiano. Esta primeira fase corresponde a um espesso empilhamento lávico com várias centenas de metros, constituído em mais de 90% por escoadas lávicas, emitidas muito provavelmente da região da Caldeira de Santa Bárbara. Neste contexto, esta depressão corresponderá aos resquícios de uma depressão vulcânica de colapso, do tipo cratera-poço (pit crater), com um diâmetro inicial na ordem de 1300 m, actualmente muito degradada e preenchida por produtos vulcânicos mais recentes. Esta actividade efusiva subaérea iniciou-se há cerca de 300 000 anos e ter-se-á prolongado até há 30 000 ou 35 000 anos.

Após este período, a actividade vulcânica no Vulcão do Topo manifesta-se sobretudo sob a forma de erupções secundárias nos flancos do vulcão, com a emissão de lavas basálticas s.s. ao longo de fracturas de orientação geral NE-SW a NNE-SSW. A componente distensiva associada àquele sistema de fracturas terá igualmente favorecido uma ascensão magmática sob a forma de um sistema filoniano com aquelas orientações, alimentando, muito provavelmente, algumas daquelas erupções secundárias. O empilhamento lávico correspondente a esta segunda fase é significativamente menor (cerca de 50 m), e inclui, ainda, escoadas lávicas emitidas, concomitantemente, do topo de vulcão em escudo, embora estas últimas representem uma pequena fracção do empilhamento lávico mais recente. Esta segunda fase inclui as formações geológicas mais recentes do Vulcão do Topo, de idade holocénica, como é o caso da erupção responsável pela formação da fajã lávica das Lajes do Pico.

A presença de uma vasta zona depressionária e de uma extensa estrutura linear, a depressão de Terras Chãs e a escarpa de Arrife, respectivamente, constituem as mais notáveis características do Vulcão do Topo, a par da sua natureza predominantemente efusiva e basáltica s.s.. Enquanto que aquele primeiro acidente morfológico corresponderá a uma estrutura de colapso lateral, associada a fenómenos de natureza gravítica e na dependência directa do processo de crescimento do empilhamento lávico do vulcão em escudo do Topo, o segundo corresponde a uma escarpa de falha de orientação geral NNW-SSE, com cerca de 3 km de extensão e com o sector Leste abatido em mais de 80 m. A tectónica presente no Vulcão do Topo, designadamente pela acção conjugada de acidentes de orientação geral WNW-ESE (e.g. Falha do Topo), NNW-SSE (e.g. Falha de Arrife) e NE-SW (direcção predominante das intrusões magmáticas), terá decerto condicionado a localização e a configuração dos colapsos gravíticos ocorridos neste vulcão central. Embora não seja possível datar com precisão tais colapsos, estes terão ocorrido muito provavelmente há cerca de 30 000 a 35 000 anos, numa fase de transição entre um vulcanismo marcadamente efusivo e centrado no topo do edifício vulcânico, para um vulcanismo com extrusão lateral, nos flancos do vulcão e de maior explosividade associada. Embora não directamente sustentada nos dados obtidos, poderá especular-se, ainda, a possibilidade de que a formação da depressão de Santa Bárbara tenha ocorrido neste intervalo de tempo, sendo, pois, contemporânea dos fenómenos de colapso gravítico que afectaram uma vasta área do Vulcão do Topo.

O alinhamento vulcânico São Roque-Piedade constitui, ao contrário do vulcão central anterior, uma extensa cordilheira vulcânica de orientação geral WNW-ESE, na sua metade ocidental, a qual inflecte para uma orientação geral W-E, nas proximidades do Vulcão do Topo, até à Ponta da Ilha, no extremo oriental da ilha do Pico. Esta inflexão estará certamente relacionada com a presença do vulcão em escudo do Topo e a respectiva tectónica dominante. Com eixo situado a cotas superiores a 2000 m relativamente aos fundos oceânicos envolventes, o alinhamento vulcânico São Roque-Piedade apresenta características morfológicas, genéticas e evolutivas semelhantes às do vulcanismo da ilha de São Jorge, localizada a cerca de 18 km para Norte deste alinhamento e que define com este dois importantes alinhamentos vulcano-tectónicos, sensivelmente paralelos, nesta região do arquipélago.

Esta zona de vulcanismo marcadamente fissural, deve a sua edificação à formação de numerosos vulcões monogenéticos, na sua maioria cones de escórias, mas igualmente cones de salpicos de lava e fissuras eruptivas, implantados sobretudo ao longo do eixo deste alinhamento vulcânico e de onde foram emitidas escoadas lávicas basálticas s.s. e hawaíticas, predominantemente do tipo aa. Tal como na generalidade da ilha do Pico, a localização dos centros eruptivos foi fortemente condicionada pela tectónica regional, mais concretamente pela presença da Zona de Fractura Faial-Pico. A actividade vulcânica aqui ocorrida é caracterizada, na sua maioria, por erupções do tipo estromboliano, embora uma actividade do tipo hawaiano seja igualmente comum, e que se manifesta pela presença de extensos derrames lávicos alimentados por repuxos lávicos a partir de fissuras eruptivas, ocasionalmente com a formação de cristas de salpicos de lava.

A actividade vulcânica subaérea ao longo do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade ter-se-á iniciado há cerca de 230 000 anos, prolongando-se de um modo mais ou menos constante até aos tempos históricos, com a formação do Mistério da Praínha, em 1562-64. Aquela actividade vulcânica primitiva dispersou-se ao longo de praticamente todo o alinhamento, embora com uma maior incidência de focos eruptivos na sua zona ocidental e central, entre São Roque do Pico e a Terra Alta. Nos últimos milhares de anos (Holocénico?) é, porém, evidente uma maior concentração de focos eruptivos na metade Leste desta cordilheira vulcânica, sobretudo no sector compreendido entre a zona da Lagoa da Rosada e a Ponta da Ilha, embora sem qualquer padrão migratório nítido e constante, como o demonstraram a vulcanoestratigrafia de detalhe e as idades absolutas obtidas.

A Montanha do Pico constitui o terceiro vulcão mais elevado do Oceano Atlântico, depois dos vulcões Teide, nas Canárias, e Fogo, em Cabo Verde. Próximo do topo deste estratovulcão está implantada uma cratera-poço com cerca de 550 m de diâmetro e profundidade máxima de 25 m, parcialmente ocupada por um cone lávico constituído por “lavas em tripa”, o cone do Piquinho, ou Pico Pequeno. A uma cota de cerca de 2050 m, a vertente Sul da Montanha apresenta uma ruptura de declive nítida, a qual materializa a presença de uma segunda pit crater, mais antiga e com um diâmetro aproximado de 800 m, totalmente submergida por lavas mais recentes emitidas da região da cratera terminal da Montanha.

Para além de uma intensa actividade no topo do cone, alimentada a partir da conduta central do vulcão, a história eruptiva deste estratovulcão caracteriza-se por inúmeras erupções secundárias nos seus flancos, com um claro predomínio daquelas implantadas nas vertentes Oeste e Leste do cone. Enquanto que a actividade eruptiva nos níveis mais elevados da Montanha é sobretudo do tipo hawaiano, com a emissão quase exclusivamente de escoadas lávicas pahoehoe compostas, muito fluidas, e quantidades muito pequenas de piroclastos, os centros emissores adventícios são constituídos em grande parte por cones de escórias de dimensões variadas, edificados na sequência de erupções do tipo estromboliano, de explosividade associada baixa a moderada, embora sejam igualmente comuns erupções de menor magnitude nas encostas da Montanha.

O reduzido número de datações absolutas disponível, a inexistência de um nível estratigráfico geral de referência para todo o edifício vulcânico, a sua extrema juventude e, ainda, a sua natureza predominantemente efusiva, não permitem uma caracterização detalhada da história eruptiva do estratovulcão do Pico, sobretudo para os primórdios da sua edificação. Apesar disso, foi possível reconhecer três fases principais de crescimento da Montanha do Pico nos últimos milhares de anos (Holocénico?). As duas primeiras fases de edificação do cone terminam com o colapso do seu topo e a formação de uma cratera-poço, mais concretamente a cratera fóssil e a actual cratera terminal da Montanha, respectivamente. Uma terceira fase inclui a erupção do Piquinho, no interior desta última cratera, e uma actividade exclusivamente explosiva posterior, do tipo lava fountains (repuxos lávicos) e associada a uma fissura eruptiva no topo da Montanha. A formação desta fissura traduz a última erupção vulcânica ocorrida no topo do estratovulcão.

A inexistência de datações absolutas para as formações mais antigas da Montanha do Pico, designadamente pelos métodos K/Ar ou ⁴⁰Ar/³⁹Ar, torna extremamente difícil a atribuição de uma idade máxima a este edifício vulcânico, bem como a definição dos limites temporais de cada uma daquelas fases. Pelo contrário, um significativo conjunto de idades, obtido pelo método do radiocarbono no âmbito do presente trabalho e do “Projecto Pico”, forneceu, em termos genéricos, idades inferiores a 2000 anos para formações geológicas cartografadas na Montanha e permitiu uma mais detalhada reconstituição da história eruptiva recente do estratovulcão do Pico. Entre outros elementos, estas datações permitiram atribuir uma idade de cerca de 1300 anos BP à erupção do Piquinho (ou Pico Pequeno), enquanto que para lavas emitidas da região da cratera terminal da Montanha, no decurso da segunda fase, foi obtida uma idade de cerca de 1700 anos BP.

Perante a inexistência de dados geocronológicos para as formações mais antigas da Montanha, a única alternativa viável para a obtenção de uma idade máxima para este edifício vulcânico, passou pela estimativa do intervalo de tempo necessário para a construção deste imenso cone, a partir dos volumes emitidos num dado período de tempo, isto é, tendo em conta a respectiva produtividade vulcânica. Assim, no âmbito de uma análise semi-quantitativa da actividade vulcânica ocorrida na ilha do Pico, pela mensuração de diversos parâmetros físicos do vulcanismo, obteve-se uma produção vulcânica média nos últimos 1500 anos de 0,040 km³/século para a região da Montanha e um valor de 0,023 km³/século nos últimos 2000 anos para a cordilheira vulcânica São Roque-Piedade, a que corresponde uma produção vulcânica média para a totalidade da ilha do Pico de 0,063 km³/século. Estes valores de produtividade vulcânica permitem inferir que a edificação do troço subaéreo da Montanha do Pico (cerca de 97 km³) terá ocorrido nos últimos 240 000 anos, idade igualmente sugerida por Nunes et al. (1997), a partir da produtividade vulcânica calculada para a ilha do Pico nos tempos históricos.

Concluiu-se, por outro lado que, apesar de algumas pequenas variações, positivas e negativas, a produção vulcânica tem-se mantido relativamente constante nos últimos milénios, segundo os valores médios de produtividade acima indicados. Verifica-se, contudo, uma ligeira diminuição na produtividade vulcânica da Montanha do Pico no período histórico, período durante o qual ocorreu extrusão de lavas ligeiramente evoluídas na fase inicial da erupção de 1718, de composição tendencialmente benmoreítica. Tal correlação poderia indiciar a existência de um processo de diferenciação magmática em curso sob a Montanha do Pico, ainda que numa fase inicial. Os curtos intervalos de tempo considerados na avaliação da produtividade vulcânica, o reduzido número de evidências que apontam para a existência de um significativo processo de diferenciação em curso na Montanha do Pico e a natureza do estudo agora efectuado, não permitem que, a este respeito, se possam apresentar elementos mais conclusivos.

Uma análise comparativa dos diferentes parâmetros físicos calculados permitiu mostrar que a produtividade vulcânica na região do estratovulcão da Montanha, é em geral ligeiramente maior do que a verificada na metade oriental da ilha, embora os valores obtidos, e acima indicados, se apresentem da mesma ordem de grandeza. As taxas de efusão obtidas para as erupções históricas da ilha do Pico variam entre 0,5 e 1,2 m³ s^-1 na Montanha e 2,1 m³ s^-1 na erupção da Praínha, valores significativamente menores do que os indicados para a maioria dos vulcões basálticos. Verificou-se ainda que, enquanto que o coeficiente de aspecto (aspect ratio) e a área coberta pelas escoadas lávicas da Montanha e do alinhamento São Roque-Piedade apresentam valores médios comparáveis entre si, há diferenças significativas no que diz respeito ao comprimento das escoadas e aos volumes de lava emitidos. Com efeito, o comprimento das escoadas emitidas na região da Montanha é em média duas vezes superior ao comprimento das escoadas cartografadas no alinhamento vulcânico São Roque-Piedade, diferença que se justifica não só devido à maior fluidez das primeiras mas, principalmente, pelo enquadramento geomorfológico das segundas, emitidas em geral a poucos quilómetros da linha de costa.

Porém, são as diferenças quantificadas em termos do volume de lava emitido que merecem maior relevo e se revelam da maior importância. Com efeito, verificou-se que, em termos gerais, os volumes emitidos durante um dado evento vulcânico na Montanha do Pico são menores comparativamente aos volumes emitidos durante uma erupção com foco no alinhamento vulcânico São Roque-Piedade. Tal constatação é válida quer para os máximos valores do volume total emitido quer para a média dos valores obtidos. Conclui-se, assim, que a maior produtividade presente na Montanha do Pico não representa a emissão de maiores volumes de lava durante cada evento vulcânico, mas, pelo contrário, será o resultado da ocorrência de numerosas erupções vulcânicas, individualmente pouco volumosas. Em suma, é a maior frequência eruptiva na região da Montanha do Pico que justifica a sua maior produtividade vulcânica.

A conjugação de todos estes factores permite, também, explicar os elementos recolhidos no campo, nomeadamente: 1) a presença de declives muito acentuados na zona mais elevada da Montanha, 2) a presença de lavas pouco espessas e muito fluidas e 3) a fraca representatividade dos depósitos piroclásticos neste estratovulcão. Tais características constituem um aparente paradoxo, na medida em que estas condições favoreceriam, à partida, a formação de um cone vulcânico de vertentes suaves e pouco declivosas, como é o caso dos vulcões em escudo do Hawaii. Deste modo, concluiu-se que o estratovulcão do Pico tem crescido devido à ocorrência de numerosas erupções vulcânicas, predominantemente efusivas, com foco na região terminal do cone, as quais se caracterizam por taxas de efusão muito reduzidas e volumes emitidos relativamente pequenos. Neste contexto, a concentração de focos no topo do vulcão favoreceu o crescimento da Montanha, pela maior acumulação das escoadas lávicas pahoehoe compostas em torno dos centros emissores e permitiu, simultaneamente, a formação de vertentes declivosas.

A intensa fracturação da crusta nesta região da Zona de Fractura Faial-Pico, designadamente pela intersecção de acidentes tectónicos de orientação geral WNW-ESE, NW-SE e NNE-SSW na região da Montanha, forneceu as condições estruturais necessárias a uma mais eficaz ascensão do magma desde níveis profundos. Esta intensa fracturação terá contribuído igualmente para uma maior produtividade vulcânica no estratovulcão do Pico relativamente às áreas adjacentes, designadamente o Planalto da Achada e, provavelmente, o canal Faial-Pico e a ilha do Faial, implantadas num mesmo acidente tectónico regional e parte integrante do mesmo sistema vulcânico. Neste contexto assume particular relevo a existência de uma migração para NNE dos focos eruptivos responsáveis pela actividade vulcânica no topo da Montanha do Pico. Esta migração processou-se ao longo de uma fractura de orientação N30E, a qual une os centros geométricos da cratera fóssil, da cratera terminal da Montanha e da cratera do Piquinho. Tal migração poderá ser atribuída a uma obstrução progressiva das condutas mais antigas ao longo daquela fractura, e parece possível justificar a sua progressão para NNE como uma consequência da migração para Norte, nos últimos 10 MA, das directrizes tectónicas activas delimitadoras do bloco, ou microplaca, dos Açores (Luis et al., 1994).

Mais difícil se torna explicar a assimetria das vertentes deste vulcão, em particular no que diz respeito às vertentes Sul e Norte, na medida em que é muito reduzido o número de evidências recolhidas no campo capazes de sustentar qualquer interpretação. Não obstante, aquela assimetria pode ser atribuída ao facto da Montanha do Pico constituir uma forma herdada, isto é, a sua morfologia actual terá sido fortemente condicionada pela forma do substracto rochoso sobre o qual se edificou. Assim, formações geológicas antigas do Complexo Vulcânico São Roque-Piedade, actualmente soterradas pelo empilhamento lávico do estratovulcão, constituirão aquele substracto rochoso. Neste contexto, os maiores declives da encosta Sul do estratovulcão relativamente ao seu flanco Norte, justificar-se- -iam: 1) pelo declive das vertentes Sul deste substracto, que deverá apresentar uma inclinação acentuada, à semelhança do que se observa do lado Norte do alinhamento vulcânico, 2) pela configuração geral do Planalto da Achada, e 3) pelo facto da conduta central do estratovulcão se situar relativamente próximo da vertente Sul do substrato antigo. A intensa fracturação tectónica que, decerto, afectará este substracto terá contribuído igualmente para aquela assimetria, pela presença de blocos afundados e de blocos elevados ao longo de escarpas de falha sensivelmente WNW-ESE, de que a Falha da Lagoa do Capitão e a Falha de São Caetano constituem os principais exemplos.

A discussão dos elementos disponibilizados permitiu concluir da presença de dois mecanismos eruptivos principais na ilha do Pico. Por um lado, aquele associado à edificação dos vulcões centrais poligenéticos do Topo e da Montanha e, por outro, o mecanismo responsável pela edificação da extensa cordilheira vulcânica São Roque-Piedade. Assim, a actividade vulcânica do tipo estromboliano que tem caracterizado a história eruptiva deste alinhamento vulcânico, ao dispersar-se ao longo de uma faixa com 29 km de extensão e 2 a 4 km de largura, permitiu a edificação de numerosos vulcões monogenéticos, alinhados ao longo de fracturas de orientação geral WNW-ESE a W-E. Neste contexto, ascensão magmática processar-se-á directamente desde níveis profundos até à superfície, ao longo daquele sistema de fracturas, dada a intensa fracturação tectónica presente na região e que retrata o campo de tensões dominante na Zona de Fractura Faial-Pico.

As erupções vulcânicas ocorridas na Montanha do Pico poderão ser classificadas em: 1) erupções terminais ou sub-terminais, 2) erupções secundárias laterais e 3) erupções secundárias excêntricas. Nas erupções terminais ou sub-terminais, há extrusão de lava a partir de centros emissores localizados no topo do cone ou muito próximo deste, em que a ascensão magmática se processa ao longo da conduta de alimentação central do vulcão. Pelo contrário, as erupções secundárias laterais, alimentadas por intrusões magmáticas ao longo de um conjunto de fissuras radiais ao edifício vulcânico e à conduta principal, são responsáveis pela edificação de cones monogenéticos dispersos pelos flancos do vulcão. No caso das erupções excêntricas, a ascensão magmática processa-se ao longo de fissuras não directamente interligadas à conduta de alimentação central do vulcão, dando igualmente origem a cones monogenéticos.

Neste contexto, levanta-se a questão se a ascensão magmática na região da Montanha do Pico se processa de um modo análogo ao indicado para o alinhamento vulcânico São Roque-Piedade ou se, pelo contrário, haverá um qualquer tipo de reservatório intra-crustal superficial, no qual o magma é armazenado durante um período de tempo mais ou menos longo antes de atingir a superfície. Os estudos geofísicos realizados até à data, designadamente no domínio da sismologia, não fornecem evidências suficientemente convincentes da existência de uma câmara magmática pouco profunda e de grandes dimensões sob a Montanha do Pico. Por outro lado, estudos microgravimétricos recentemente efectuados não detectaram corpos anómalos (de contraste de densidade positivo ou negativo) compatíveis com a presença de um reservatório com as dimensões usualmente propostas (800 a 1000 km³) e centrado sob o estratovulcão do Pico. No mesmo sentido apontam a grande variedade de aspectos texturais observados nas rochas da ilha do Pico e o carácter pouco evoluído destas lavas. Contudo, é possível que existam pequenos reservatórios magmáticos pouco profundos em zonas de tectónica complexa da ilha do Pico, que explicariam a extrusão de lavas com diferentes quimismos durante uma mesma erupção, como foi o caso da erupção de 1718. Assim, a par de uma alimentação directamente do manto superior, ao longo de um sistema de fracturas associado à tectónica regional e à implantação e crescimento do próprio edifício vulcânico, o sistema de alimentação (plumbing system) do estratovulcão do Pico incluiria ainda reservatórios superficiais de pequena dimensão, onde o magma em ascensão seria armazenado temporariamente.

A história eruptiva da ilha do Pico, apoiada numa vulcanoestratigrafia de detalhe e na datação de diferentes depósitos vulcânicos, com base num novo e significativo conjunto de idades absolutas, permitiu identificar os principais estilos eruptivos presentes na ilha do Pico e avaliar o hazard vulcânico associado. Neste âmbito, inventariaram-se os principais perigos vulcânicos na ilha do Pico e analisou-se o eventual impacto produzido pela ocorrência de escoadas lávicas, a queda de piroclastos, a formação de nuvens de gases vulcânicos, o colapso do edifício vulcânico e a ocorrência de movimentos de massa, de sismos vulcânicos e de tsunamis. As condições de instabilidade presentes no terço superior da Montanha do Pico traduzem-se na elevada declividade das suas vertentes, na ocorrência, no passado, de movimentos de massa não directamente associados a uma actividade eruptiva e, ainda, pela presença de fendas circulares no topo do estratovulcão. Tais condições favorecem a ocorrência de novos movimentos de massa de maior ou menor magnitude, designadamente sob a forma de avalanches e desmoronamentos. Neste contexto, as maiores ameaças colocam-se na vertente Sul do estratovulcão, na região do arco da cratera fóssil e nas proximidades dos “arieiros“ e das “quebradas” da Montanha, onde há uma maior probabilidade de geração de tais movimentos de massa.

De acordo com os dados recolhidos no campo e as datações absolutas obtidas, nos últimos 1000 anos terão ocorrido 14 erupções vulcânicas na ilha do Pico, número que aumenta para mais de 35 nos últimos 2000 anos. Enquanto que a frequência eruptiva da região da Montanha do Pico e a do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade apresentam grandezas diferentes, as idades absolutas determinadas deixam antever um padrão irregular para a actividade vulcânica na ilha do Pico, com tempos de repouso curtos intercalados com tempos de repouso mais longos. O mesmo se infere do vulcanismo histórico da ilha do Pico, com erupções nos anos de 1562-64, 1718 e 1720, para além dos fenómenos eruptivos submarinos descritos para o ano de 1963, ao largo da costa Norte da ilha.

Uma análise estatística da distribuição temporal das idades absolutas fornecidas pelo método do radiocarbono, bem como da data das erupções históricas que ocorreram na ilha do Pico, permitiu obter um período de retorno de cerca de 130 anos para as erupções vulcânicas na ilha do Pico, independentemente da localização do respectivo centro emissor. Esta análise confirma, por outro lado, a grande variedade de tempos de repouso que caracteriza o vulcanismo da ilha do Pico e mostra, ainda, que na região do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade as erupções são, em geral, espaçadas por maiores tempos de repouso, facto anteriormente deduzido a partir dos dados da vulcanoestratigrafia e dos valores de produtividade calculados para a Montanha do Pico e para aquele alinhamento.

Embora a indicação do local e da data do próximo evento vulcânico exija a adopção de um programa de monitorização vulcanológica adequado, a análise da distribuição dos focos eruptivos mais recentes da ilha do Pico e uma avaliação semi-quantitativa da probabilidade de ocorrência de novos focos eruptivos, permitiu inferir que, em termos genéricos, estes localizar-se-ão muito provavelmente no topo do estratovulcão da Montanha, no interior ou próximo da cratera terminal, ou nas suas vertentes, com particular incidência nas vertentes Oeste e Leste. Simultaneamente, poderão ocorrer erupções ao longo do alinhamento vulcânico São Roque-Piedade, em especial na zona axial desta cordilheira vulcânica e na sua metade oriental. Embora de probabilidade muito reduzida, poderão ocorrer, ainda, erupções submarinas ao largo da ilha do Pico, em especial no prolongamento dos principais alinhamentos tectónicos cartografados. O cruzamento destas informações com a distribuição e a densidade populacional da ilha do Pico constitui um passo inicial para a avaliação do risco vulcânico.

Os elementos coligidos no âmbito da presente tese e sumariamente apresentados, revelam a importância do vulcanismo da ilha do Pico no contexto do arquipélago dos Açores e, num campo mais vasto, na compreensão dos mecanismos responsáveis pela génese das ilhas oceânicas. Dada a extrema juventude da ilha do Pico (cujas formações mais antigas não terão uma idade superior a 300 000 anos) e o seu incipiente estádio evolutivo (constituída na sua maioria por lavas basálticas s.s. e hawaíticas), o desen-volvimento de projectos de investigação para o estudo do vulcanismo da ilha do Pico, nas suas múltiplas vertentes, afigura-se como uma importante oportunidade para a análise dos processos magmáticos potencialmente responsáveis pela génese primitiva da maioria das restantes ilhas dos Açores, de vulcanismo ácido e num estádio evolutivo mais avançado.

O enquadramento geodinâmico do sistema vulcânico Faial-Pico-São Jorge, uma provável interligação entre os fenómenos eruptivos ocorridos nestas três ilhas e as diferenças e similitudes evidenciadas pelo respectivo vulcanismo, justificam a elaboração de modelos interpretativos que tenham em conta a realidade geológica conjunta destas três ilhas, apoiados na realização de estudos de natureza petrológica e geoquímica, imprescindíveis ao estabelecimento destes modelos evolutivos. Neste âmbito, assume especial relevo a actividade vulcânica marcadamente fissural que caracteriza o vulcanismo da ilha de São Jorge, o qual revela grandes semelhanças relativamente à metade oriental da ilha do Pico e, em menor escala, à zona ocidental da ilha do Faial, de vulcanismo recente essencialmente basáltico s.l..

Justifica-se, neste contexto, a extensão de abordagens similares à efectuada para a ilha do Pico a estas e a outras zonas de vulcanismo básico do arquipélago dos Açores, nomeadamente pela cartografia detalhada dos produtos vulcânicos emitidos, a quantificação de diversos parâmetros físicos do vulcanismo e, ainda, a realização de uma análise semi-quantitativa, de modo a estabelecer-se um quadro comparativo, e a detectar ou despistar eventuais correlações. A realização de estudos desta natureza em zonas de vulcanismo basáltico recente das ilhas do arquipélago localizadas no sector Norte da fronteira de placas Eurásia-África (e.g. Rifte da Terceira), permitirá, necessariamente, complementar aquele quadro comparativo e, também, confrontar sistemas vulcânicos em diferentes estádios evolutivos. A “região dos Picos”, na ilha de São Miguel, a zona central da ilha Terceira e a plataforma NW da ilha Graciosa, constituem, neste domínio, as potenciais áreas-alvo para o desenvolvimento de estudos desta natureza.

A monitorização vulcanológica da ilha do Pico, sobretudo da Montanha e da zona oriental do Planalto da Achada, constitui a medida mais eficaz no domínio da previsão vulcânica, alicerçada numa perspectiva multiparamétrica. Deste modo, o estabelecimento de redes sísmicas locais (especialmente vocacionadas para o estudo de eventos vulcânicos), a vigilância geoquímica do campo fumarólico da Montanha, o controle hidroquímico de poços, nascentes e furos e a realização de estudos de deformação crustal (nomeadamente pela realização de campanhas GPS na região do estratovulcão) e de transferência de massas (por estudos microgravimétricos), constituem algumas das linhas de acção a serem implementadas ou reforçadas na ilha do Pico. Só deste modo se poderá garantir às populações locais uma resposta para “Como”, “Quanto”, “Quando” e “Onde” ocorrerá a próxima erupção vulcânica na ilha do Pico.