I. Introdução

A história da Terra tem sido marcada pela existência de sucessivos ciclos tectónicos de formação e desagregação de supercontinentes e de abertura e fecho de oceanos, os denominados ciclos de Wilson. Nos últimos 1000 milhões de anos (Ma), existiram três ciclos de Wilson (Grenvilliano, Cadomiano e Tétis/Atlântico) iniciados a partir da fragmentação de três supercontinentes (Rodínia, Panótia e Pangeia) (^{Ribeiro, 1968}). O actual ciclo de Wilson iniciou-se há cerca de 251 Ma, coincidindo com o começo da Era Mesozóica e de um regime tectónico predominantemente distensivo, responsável pela desagregação da Pangeia e pela formação dos oceanos Atlântico e Paleotétis, que mais tarde viria a dar lugar ao Tétis e ao mar Mediterrâneo. Assim, a posição e configuração dos continentes e oceanos tem estado em constante mudança à escala temporal geológica em resultado dos processos de geodinâmica interna.

Por outro lado, a relação entre as superfícies emersa e submersa está dependente da tectónica e das variações eustáticas do nível médio dos oceanos. Este tem flutuado centenas de metros ao longo da história da Terra e as suas variações são cíclicas, embora não constantes no tempo. Daqui advém que os ciclos de variação apresentem comprimentos de onda díspares devido à hierarquia e escala dos diversos factores que exercem influência no nível do mar (^{Harrison, 1990}; ^{Plint et al., 1992}; ^{Plyusnina et al., 2016}; ^{Ruban, 2015}).

A evolução geodinâmica do planeta e as flutuações do nível médio do mar ao longo de milhões de anos explicam, em grande medida, a formação e constituição dos territórios actuais. Este artigo tem como objectivo elaborar uma síntese da evolução geodinâmica e das variações eustáticas do nível do mar desde a fragmentação da Pangeia até à actualidade, destacando os territórios da Ibéria e, mais concretamente, da Área Metropolitana de Lisboa (AML).

II. Desmembramento da pangeia e abertura do oceano atlântico

A Pangeia foi o último dos supercontinentes existentes na história da Terra. A primeira fase do seu desmembramento ocorreu na fronteira entre o Triásico Superior e o Jurássico Inferior, dividindo-se em Laurásia (a Norte) e Gondwana (a Sul), com o início da abertura do Oceano Atlântico (fig. 1). Este processo decorreu em áreas e fases distintas, contudo, e apesar de ser possível reconstituir a ordem cronológica dos acontecimentos, existem ainda muitas incertezas quanto às idades.

O regime tectónico distensivo que perdurou durante o Mesozóico foi responsável pela abertura do Atlântico, para a qual foram fundamentais quatro fases de rifting, correspondendo a acelerações da distensão, acompanhadas por relaxamento pós-tectónico (^{Kullberg et al., 2006}a). Inicialmente gera-se uma rede de falhas, a partir da qual a topografia vai evoluindo mediante um sistema de grabens e semi-grabens (^{Alves et al., 2002}; ^{Naliboff et al., 2017}; ^{Rasmussen et al., 1998}). Na futura área de rotura verifica-se um progressivo abatimento topográfico resultante do regime distensivo, em que a crusta continental se torna progressivamente mais fina e deformada pela ascensão e exumação do manto superior até ao momento da rotura crustal e da consequente oceanização (^{Naliboff et al., 2017}). As quatro fases de rifting decorreram no Triássico Superior, no Jurássico Inferior, no Jurássico Superior e início do Cretácico Inferior e no Cretácico Inferior (^{Alves et al., 2002}; ^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Rasmussen et al., 1998}).

A abertura do Atlântico Central foi a primeira a iniciar-se (^{Dewey et al., 1989}; ^{Srivastava et al., 1990}a), separando as actuais América do Norte e África, e data do Jurássico Inferior (figs. 1 e 2). As reconstituições propostas variam no que respeita ao início dos processos de rifting (^{Kullberg et al., 2006}a), rotura e formação da crusta oceânica (^{Hosseinpour et al., 2016}), desde 240 Ma (^{Hosseinpour et al., 2016}; ^{Kneller et al., 2012}); 230 Ma (^{Schettino & Turco, 2009}); ou 203 Ma (^{Labails et al., 2010}). Assim, também o início da formação da crusta oceânica na parte central do Atlântico não é consensual, variando entre 200 Ma (^{Schettino & Turco, 2009}) e 190 Ma (^{Labails et al., 2010}; ^{Seton et al., 2012}; ^{Vissers et al., 2013}).

O regime tectónico distensivo iria conduzir posteriormente à rotura crustal no Atlântico Centro-Norte, quando a Ibéria se desligou da América do Norte (figs. 1 e 2). O processo de rifting e a oceanização terão ocorrido entre: 203 Ma (^{Vissers et al., 2013}); 180 Ma (^{Schettino & Turco, 2009}); 156 Ma (^{Srivastava et al., 1990}a); ou 140 Ma (^{Bronner et al., 2011}). A fase de rifting e estiramento terá sido muito lenta, já que a distância entre a Ibéria e a América do Norte terá sido inferior a 50 km durante algumas dezenas de milhões de anos (^{Hosseinpour et al., 2016}). Segundo as versões de vários autores, a crusta oceânica no Atlântico Centro-Norte terá começado a formar-se há 145 Ma (^{Srivastava et al., 2000}; ^{Vissers et al., 2013}), 132 Ma (^{Schettino & Scotese, 2005}; ^{Schettino & Turco, 2009}; ^{Seton et al., 2012}), 120 Ma (Bronner et al., 2011) ou 112 Ma (^{Péron-Pinvidic et al., 2007}; ^{Tucholke et al., 2007}).

Fig. 1 Principais eventos no planeta, na Ibéria e na AML durante o Meso-Cenozóico. Nota: subsiste alguma incerteza quanto às datas de alguns dos factos apresentados e, por isso, nem sempre é possível definir o momento aproximado da sua ocorrência, mas sim a baliza temporal com recurso aos trabalhos de diferentes autores. 

Fig. 2 Evolução geodinâmica e posição dos continentes nos últimos 200 Ma. Nota: Figura construída com recurso ao software GPlates e aos dados do projecto PALEOMAP (https://www.earthbyte.org/paleomap-paleoatlas-for-gplates/). A circunferência a branco assinala a posição da Ibéria ao longo do tempo.  

A abertura do Oceano Atlântico Norte, iniciou-se com uma importante fase de rifting, do Jurássico Superior ao Cretácico Inferior, marcada pela geração de extensas bacias sedimentares em ambas as margens (^{Rowley & Lottes, 1988}). A formação de crusta oceânica só começaria durante o Albiano: 110/105 Ma (^{Seton et al., 2012}) (fig. 2). A separação entre a América do Norte e a Gronelândia iniciou-se no Campaniano (83 Ma), originando o Mar de Labrador e a Baía de Baffin. É já no Paleogénico, mais concretamente na transição entre o Paleocénico e o Eocénico (56 Ma), que se formou um sistema de três placas (América do Norte, Gronelândia e Eurásia), resultante de uma dupla separação entre a América do Norte e a Gronelândia e entre a Gronelândia e a Eurásia (Noruega, Escócia e Irlanda) (^{Gaina et al., 2002}; ^{Hosseinpour et al., 2016}; ^{Seton et al., 2012}). Depois da cessação da abertura do Mar de Labrador, há aproximadamente 33 Ma, o sistema reorganizou-se através de uma configuração de duas placas, passando a separação entre as placas Norte-Americana e Euroasiática a fazer-se ao longo da dorsal de Reykjanes (^{Seton et al., 2012}). De resto, a Islândia resulta desta última reconfiguração, estando localizada na fronteira entre as duas placas litosféricas.

III. Evolução geodinâmica da ibéria

Os efeitos do regime distensivo na Ibéria materializaram-se ainda no final do Jurássico Superior (no Titoniano, há cerca de 147 Ma), pela separação entre a África e a Eurásia (^{Mouthereau et al., 2014}; ^{Quintana et al., 2015}) (fig. 1). Também a separação entre a Ibéria e a Eurásia se iria consumar no final do Jurássico (^{Gong et al., 2008}; ^{Jammes et al., 2009}; ^{Mouthereau et al., 2014}; ^{Vissers et al., 2016}; ^{Vissers & Meijer, 2012}). A rotura ocorreu ao longo de uma zona de fractura na actual posição dos Pirenéus, sendo precedida pelas fases de rifting, que conduziram ao desenvolvimento progressivo de um domínio oceânico com cerca de 320km de largura (^{Vissers & Meijer, 2012}). Esta zona de fractura ficou assim conectada com o recém-formado Oceano Ligúrico, numa junção tripla que passou a separar as placas Africana, Euroasiática e a então criada microplaca Ibérica (^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Quintana et al., 2015}; ^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Srivastava et al., 1990}a) (fig. 1).

A partir da rotura crustal no Atlântico (Cretácico Inferior), a microplaca Ibérica ficava rodeada de estruturas litosféricas de maior dimensão, encontrando-se numa posição de charneira entre as zonas de fractura Charlie-Gibbs (a Norte) e Açores-Gibraltar (a Sul), e os riftes do Oceano Atlântico (a Oeste) e do mar de Tétis (a Sudeste) (^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Pais et al., 2012}). O contexto geodinâmico descrito acabaria por fazer com que a microplaca Ibérica assumisse diversos comportamentos ao longo do tempo, ora actuando como uma placa independente, ora se movendo conectada de forma alternada às placas Euroasiática ou Africana (^{Pais et al., 2012}; ^{Pinheiro et al., 1996}; ^{Srivastava et al., 1990}b; ^{Vergés et al., 2019}) (fig. 1). Terá funcionado como uma placa independente até ao Campaniano (83 Ma), altura em que se terá agregado à placa Africana (^{Pinheiro et al., 1996}; ^{Srivastava et al., 1990}a, ¹⁹⁹⁰b). Como tal, a fronteira entre as placas Euroasiática e Africana passou a localizar-se no Golfo da Biscaia (^{Roest & Srivastava, 1991}). A partir do Eocénico (42 Ma), a microplaca Ibérica iria novamente individualizar-se, situação que se iria manter até ao final do Oligocénico (24 Ma), quando a microplaca Ibérica se associou à placa Euroasiática, com a fronteira entre África e a Eurásia a situar-se ao longo da zona de falha Açores-Gibraltar (^{Roest & Srivastava, 1991}; ^{Srivastava et al., 1990}a, ¹⁹⁹⁰b). A convergência frontal do final do Paleogénico entre a Ibéria e África tem passado gradualmente a transpressiva dextrogira. Nos últimos 3 Ma, o sentido do movimento da Ibéria em relação a África (placa Núbia) modificou-se de NW-SE para quase E-W, passando de uma convergência frontal para uma convergência muito oblíqua, conduzindo à individualização da microplaca Ibérica e à sua provável rotação no sentido dextrogiro (^{Ribeiro, 2013}).

Com o tempo iria verificar-se também uma alteração na orientação e na posição geográfica da Ibéria, em função de um processo que se revelou fundamental na evolução posterior da Península Ibérica (fig. 1). Trata-se da abertura do Golfo da Biscaia que resultou da formação de crusta oceânica e que, consequentemente, provocou uma rotação sinistrogira da Ibéria em relação à Eurásia (^{Roest & Srivastava, 1991}; ^{Vissers & Meijer, 2012}). Este movimento do tipo tesoura (^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Vissers et al., 2016}) seria, mais tarde, responsável pela formação das cordilheiras dos Pirenéus/Cantábrica. No que respeita à abertura do Golfo da Biscaia, a maioria dos autores sugere que a rotação da Ibéria se processou entre o Aptiano e o Campaniano (^{Dewey et al., 1989}; ^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Rosenbaum et al., 2002}; ^{Sibuet & Collette, 1991}), contudo, estudos mais recentes apontam noutro sentido. Se todos parecem estar de acordo quanto à data de início da rotação da Ibéria, o mesmo não acontece quanto à duração do movimento sinistrogiro. ^{Gong et al. (2008}) ou ^{Jammes et al. (2009}) consideram que toda a rotação decorreu durante o Aptiano (125 a 112 Ma). Estes estudos estimam ainda que a rotação se tenha cifrado na ordem dos 35⁰ e que a velocidade da mesma tenha sido superior no início deste andar geológico, tendo posteriormente diminuído. Vissers e Meijer (2012) acrescentam a existência de um período de estagnação (112 a 83 Ma) antes do término do movimento. O início deste intervalo temporal terá sido coincidente com a formação de crusta oceânica no Atlântico Centro-Norte e o tempo de estagnação da rotação é concordante com o período entre a formação da microplaca Ibérica até à sua associação à placa Africana. A partir dos 83 Ma, seguiu-se um novo período de rotação durante o Campaniano e o Maastrichtiano, embora menos relevante do que o anterior (^{Vissers & Meijer, 2012}). A formação de crusta oceânica no Golfo da Biscaia e o movimento rotacional da Ibéria iria resultar no desaparecimento, através de subducção, da maioria do domínio oceânico anteriormente formado entre a Ibéria e a Eurásia (^{Jammes et al., 2009}; ^{Mouthereau et al., 2014}; ^{Muñoz, 1992}; ^{Quintana et al., 2015}; ^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Vissers & Meijer, 2012}).

O começo do Campaniano (83 Ma) marca também a alteração do regime tectónico entre as placas Africana/Ibérica e Euroasiática, vigorando um regime compressivo a partir desse momento (^{Dewey et al., 1989}; ^{Mouthereau et al., 2014}; ^{Muñoz, 1992}; ^{Rosenbaum et al., 2002}; ^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Teixell et al., 2018}) (fig. 1). Recorde-se que o contacto interplaca era, por esta altura, feito na zona de fractura a Sul/Sudeste do já aberto Golfo da Biscaia e na futura região pirenaica. A colisão continental entre as placas Ibérica/Africana e Euroasiática resultariam na geração dos Pirenéus e da cordilheira Cantábrica (^{Dewey et al., 1989}; ^{Mouthereau et al., 2014}; ^{Muñoz, 1992}; ^{Rosenbaum et al., 2002}; ^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Teixell et al., 2018}) (fig. 1). Todavia, o intervalo de tempo durante o qual se formaram e durante o qual prevaleceu o período compressivo não é consensual.

Genericamente existem duas versões relativas à extensão do período compressivo. A primeira, partilhada pela maioria dos autores, considera um período ininterrupto que se estendeu desde a transição entre o Santoniano e o Campaniano até ao Oligocénico (^{Gong et al., 2008}; ^{Sibuet & Collette, 1991}) ou até ao Miocénico (^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Muñoz, 1992}; ^{Quintana et al., 2015}; ^{Rodríguez Fernández et al., 2015}; ^{Teixell et al., 2018}). A segunda hipótese aponta para uma interrupção do regime compressivo entre as placas Ibérica e Euroasiática durante o Paleocénico, entre 65 e 55 Ma, sensivelmente (^{Dewey et al., 1989}; ^{Rosenbaum et al., 2002}; ^{Srivastava et al., 1990}a).

Quanto à constituição dos Pirenéus, e também da cordilheira Cantábrica, tratou-se de um processo complexo e que não terá sido linear no tempo. Em primeiro lugar, há que ter em conta que a colisão entre a Ibéria e a Eurásia verificou-se de Oeste para Este (^{Quintana et al., 2015}; ^{Sibuet & Collette, 1991}; ^{Vissers et al., 2016}), iniciando-se no começo do período compressivo - 83 Ma (^{Vissers & Meijer, 2012}). Deste modo, o domínio oceânico ainda existia por esta altura a Este, desaparecendo progressivamente por subducção. Aponta-se para a existência de duas fases orogénicas principais, uma durante o Eocénico e outra durante o Miocénico (^{Pinheiro et al., 1996}; ^{Srivastava et al., 1990}a). A primeira foi mais relevante no contexto pirenaico, uma vez que a microplaca Ibérica esteve associada à placa Africana até há 42 Ma, ou seja, até sensivelmente meio do Eocénico, o que explica a convergência entre as placas Ibérica e Euroasiática neste período. Há cerca de 24 Ma (final do Oligocénico), a transição da fronteira entre a placa Africana e a microplaca Ibérica para a zona meridional da Ibéria (zona de fractura Açores-Gibraltar) causou a convergência entre a microplaca Ibérica, acoplada à Eurásia, e a placa Africana, produzindo uma rotação dextrogira da Ibéria de NW-SE para NNW-SSE (^{Pais et al., 2012}; ^{Ramos & Ramos-Pereira, 2020}). Tal deu origem a uma segunda fase compressiva/orogénica, essencial na edificação das cordilheiras Bética no sul de Espanha e do Rif no norte de Marrocos (^{Pais et al., 2012}; ^{Pinheiro et al., 1996}; ^{Quintana et al., 2015}) (fig. 1). Apesar de distante do centro da orogénese alpina, o território português também foi influenciado pela sucessão de fenómenos tectónicos alpinos, embora com intensidades mais reduzidas. A deformação alpina em Portugal resulta fundamentalmente da interacção entre as compressões e distensões e as fracturas tardi-hercínicas (^{Pimentel & Mira Azevêdo, 1994}). Como se referiu anteriormente, o regime tectónico actual é marcado por uma lenta convergência oblíqua entre a Ibéria e África ao longo da zona de fractura Açores-Gibraltar.

IV. Evolução do nível médio do mar e seus elementos forçadores

Na sua essência, as flutuações do nível global do mar (eustasia) estão dependentes de dois factores: o volume de água nos oceanos e a capacidade volumétrica das bacias oceânicas (^{Miller et al., 2005}; ^{Plint et al., 1992}; ^{Sames et al., 2016}). As variações no volume de água estão, por sua vez, dependentes da quantidade de água armazenada no estado sólido (glaciares, inlandsis), mas também do armazenamento de água no estado líquido subterraneamente (aquíferos) ou à superfície (mares interiores ou lagos), da dessecação ou inundação de mares marginais e da expansão ou contracção térmica dos oceanos (^{Harrison, 1990}; ^{Miller et al., 2005}; ^{Plint et al., 1992}; ^{Sames et al., 2016}). Quanto à capacidade volumétrica das bacias oceânicas, esta varia em função da formação e da expansão da crusta oceânica, mas também pode variar devido ao grau de deposição de sedimentos ou a processos de subducção (^{Harrison, 1990}; ^{Miller et al., 2005}; ^{Plint et al., 1992}).

Como se sabe, as variações eustáticas afectam de forma significativa as áreas emersas. Os continentes já estiveram parcialmente imersos várias vezes ao longo da história geológica do planeta, tal como prova o carácter marinho de formações sedimentares existentes nesses continentes. Todavia, este facto não é uma consequência directa e exclusiva da subida do nível do mar, pois a tectónica local (levantamentos, abatimentos ou subsidência), para além da global, e a sedimentação influenciam a posição da linha de costa (^{Harrison, 1990}; ^{Miller et al., 2005}).

O principal factor a influenciar a quantidade de água nos estados líquido e sólido, assim como o grau de expansão/contracção térmica dos oceanos, é a temperatura determinada pelas variações climáticas. Pode dizer-se que as variações na temperatura resultam, fundamentalmente, da acção de dois elementos. O primeiro é o elemento astronómico. Segundo a teoria dos ciclos de Milankovitch, a quantidade de energia solar que chega à superfície terrestre é condicionada por variações cíclicas na forma da órbita da Terra em torno do Sol e na oscilação e inclinação do eixo da Terra (^{Boulila et al., 2011}; ^{Plyusnina et al., 2016}; ^{Sames et al., 2016}; ^{Veizer et al., 2000}). Tal provoca uma alternância entre períodos glaciários e interglaciários, com as necessárias consequências no nível médio dos oceanos e na quantidade de água retida nos continentes. O segundo elemento é a concentração de gases com efeito de estufa na atmosfera, que, em termos teóricos, quanto maior for, mais elevada será a temperatura global.

Como se percebe, as flutuações eustáticas são resultado de uma combinação e inter-relação de mecanismos, processos e factores com magnitude, extensão e escala temporal diversas (^{Sames et al., 2016}), podendo mesmo actuar em sentidos diferentes em determinados períodos. Os últimos 200 Ma são um intervalo de tempo suficientemente longo para se esperarem várias modificações no nível médio do mar e nos factores que o controlam (^{Ruban, 2015}). Uma estimativa da evolução meso-cenozóica do nível médio do mar está retratada na figura 3. Porém, balizar os períodos de subida e de descida continua a ser uma tarefa que envolve alguma dose de incerteza, como sugerem os resultados obtidos em diversos estudos (e.g., ^{Hallam, 2001}; ^{Haq & Al-Qahtani, 2005}; ^{Hardenbol et al., 1998}; ^{Miller et al., 2005}; Müller et al., 2008; ^{Sahagian et al., 1996}; ^{Watts & Steckler, 1979}). Como tal, será mais seguro considerar apenas as tendências de longo prazo, acima de 50 Ma, pois estas permitem compreender a evolução genérica do nível do mar nos últimos 200 Ma, apesar do menor grau de detalhe quando comparadas com as de curto prazo, entre 0,5 a 3 Ma, de acordo com Sames et al. (2016) (fig. 3). Há que ter também em consideração que as variações no nível médio do mar apresentadas em alguns estudos podem não retratar de forma fidedigna as variações globais. Isto explica-se porque o contexto tectónico regional pode induzir alterações relativas no nível médio do mar apenas nessa região (^{Plyusnina et al., 2016}).

A partir da fragmentação da Pangeia verificou-se uma tendência generalizada de subida eustática, que terá atingido o ponto máximo (entre 170 e 250m acima do nível actual) no Cretácico Superior, entre o Turoniano e o Campaniano (^{Hardenbol et al., 1998}; ^{Holz, 2015}; ^{Müller et al., 2008}; ^{Plint et al., 1992}; ^{Snedden & Liu, 2010}) (fig. 3). Note-se, contudo, que não se trata de uma subida constante, existindo algumas flutuações ao longo do tempo. Podem apontar-se duas grandes razões para o pico máximo ter ocorrido no Cretácico Superior. A primeira está relacionada com a geodinâmica. Os processos de rifting que resultaram na desagregação da Pangeia e na formação e expansão de crusta oceânica fizeram, por um lado, diminuir o volume das bacias oceânicas e, por outro, deslocar a massa de água sobrejacente, provocando a inundação/imersão de áreas continentais (^{Harrison, 1990}; ^{Holz, 2015}; ^{Miller et al., 2005}). É interessante verificar que o pico máximo do nível médio do mar tenha coincidido de forma genérica com a transição do regime tectónico distensivo para compressivo na região da Ibéria (figs. 1 e 3).

Os contextos tectónico e geodinâmico, e os processos a eles associados, terão tido igualmente uma influência relevante na segunda razão apontada: a temperatura. Essa influência expressa-se nas modificações na circulação oceânica em resultado da crescente fragmentação continental e da progressiva alteração da posição geográfica dos continentes ou na introdução de uma maior quantidade de gases com efeito de estufa na atmosfera devido à actividade vulcânica verificada no Cretácico Superior (^{Holz, 2015}). Depois de um período especialmente quente que perdurou durante o Triásico Inferior, verificou-se uma tendência de arrefecimento que se estendeu até ao Jurássico Superior (^{Holz, 2015}; ^{Vázquez-Vílchez et al., 2015}; ^{Veizer et al., 2000}). Daí em diante a tendência inverteu-se. Apesar de a resposta não ser consensual, estima-se que as temperaturas do ar mais elevadas durante o Cretácico tenham ocorrido no Turoniano (^{Frakes, 1999}), enquanto as temperaturas do mar mais altas se tenham verificado no Santoniano (^{Veizer et al., 2000}). Estes andares geológicos enquadram-se no intervalo de tempo em que terá ocorrido o ponto máximo no nível global do mar. Quanto à evolução dos níveis de concentração de CO2 (dióxido de carbono) na atmosfera, e analisando os resultados publicados (e.g., ^{Holz, 2015}; ^{Retallack, 2001}; ^{Royer, 2013}), não parece existir consenso na comunidade científica, dependendo estes dos proxys utilizados.

Em termos gerais, o Cretácico foi um período geológico muito distinto do actual, em que o nível médio do mar, a temperatura e a concentração de gases com efeito de estufa atingiram valores significativamente mais elevados do que os actuais (^{Mudelsee et al., 2014}; ^{Zachos et al., 2001}) (fig. 3). Contrastando com os precedentes Triássico e Jurássico, o Cretácico ficou, no entanto, marcado pelas muitas oscilações nos parâmetros referidos (^{Holz, 2015}; ^{Miller et al., 2005}; ^{Müller et al., 2008}; ^{Veizer et al., 2000}). Apesar destas variações, é possível identificar três subperíodos no que respeita à temperatura e aos gases de efeito de estufa (^{Sames et al., 2016}). O primeiro e o terceiro subperíodos, no início e no final do Cretácico, respectivamente, terão tido características semelhantes. As temperaturas médias globais variavam entre 21⁰ e 24⁰C, e os níveis de CO2 seriam 2 a 4 vezes mais elevados do que na actualidade. Não obstante, admite-se a possibilidade de terem ocorrido vagas de frio e existido glaciares em intervalos geológicos muito curtos (^{Kidder & Worsley, 2012}; ^{Miller et al., 2005}; ^{Ruban, 2015}). O segundo subperíodo, correspondente ao sector intermédio do Cretácico, foi ainda mais quente (24⁰ a 30⁰) e os valores de CO2 terão sido 4 a 16 vezes superiores aos actuais (^{Kidder & Worsley, 2012}). Acredita-se que durante este subperíodo tenham existido pequenos intervalos de tempo, coincidentes com intensa actividade vulcânica, em que as concentrações de CO2 tenham sido ainda mais elevadas (4800p.p.m.), o que terá conduzido, inclusivamente, à reversão da circulação termohalina (^{Kidder & Worsley, 2010}; ^{Sames et al., 2016}).

Fig. 3  Estimativa da evolução do nível médio do mar na Europa nos últimos 200 Ma. Fonte: Adaptado de ^{Hardenbol et al. (1998)} e de ^{Snedden & Liu (2010)}  

Uma das consequências das variações das condições atmosféricas e, mais concretamente, dos diversos graus de concentração de gases com efeito de estufa durante o Cretácico, mas também durante todo o Mesozóico, terá sido as várias extinções verificadas. Segundo ^{Holz (2015}), os maiores eventos de extinção na história da Terra ocorreram durante o Mesozóico, sendo a última igualmente a mais icónica, aquando da extinção dos dinossauros e das amonites durante o Maastrichtiano.

A continuação da abertura dos oceanos, a colisão entre placas litosféricas e a consequente orogenia Alpina, a actividade vulcânica, a progressiva reorganização da posição dos continentes e das correntes oceânicas ou a variação da temperatura e dos níveis de concentração de gases com efeito de estufa foram alguns acontecimentos com relevância durante o Cenozóico. A tectónica tem, por si só, uma influência acentuada na tendência verificada nas variações eustáticas a longo prazo, contudo, o peso desta componente também se terá feito sentir, ainda que de forma indirecta, nas oscilações em períodos mais curtos. Relembre-se que o movimento das placas litosféricas e as suas consequências são capazes de controlar ou exercer uma acção extremamente relevante na actividade vulcânica, na geomorfologia, no clima, na concentração de gases com efeito de estufa; que, por sua vez, constituem elementos forçadores das variações eustáticas. Tudo isto terá certamente contribuído para a descida genérica do nível médio do mar verificada a partir do pico máximo do Cretácico (fig. 3). Não obstante a tendência geral, verificaram-se aumentos, tendo sido mais relevantes os que ocorreram durante o Eocénico (Ypresiano) e o Miocénico (Tortoniano). Estas variações globais, que podem ser consideradas como tendências de médio prazo (na ordem dos 20/30 Ma), deveram-se, sobretudo, aos ciclos astronómicos (^{Boulila et al., 2011}; ^{Miller et al., 2005}; ^{Mudelsee et al., 2014}; ^{Zachos et al., 2001}). O contexto astronómico reflecte-se igualmente em oscilações na temperatura devido à quantidade de energia solar que chega à Terra. Há ainda que ter em conta o papel relevante dos gases com efeito de estufa, com destaque para o CO2, embora a sua concentração esteja mais dependente dos períodos de actividade vulcânica (^{Kidder & Worsley, 2012}).

O clima da Terra tem sofrido modificações significativas e complexas nos últimos 65 Ma, passando de um extremo de calor para um extremo de frio com extensos inlandsis e calotas polares (^{Zachos et al., 2001}). No início do Cenozóico ainda subsistiam as temperaturas elevadas, assim como os elevados níveis de CO2, característicos do Cretácico. A inter-relação entre a temperatura e o CO2 nem sempre terá sido directa ao longo do Cenozóico (^{Pagani et al., 2005}; ^{Pearson & Palmer, 2000}; ^{Royer, 2013}). Esta terá sido muito forte no início desta era geológica, tornando-se progressivamente mais fraca com o decorrer do tempo (^{Pearson & Palmer, 2000}). A transição entre o Paleocénico e o Eocénico coincidiu com um período em que diversas fontes contribuíram para a emissão de dióxido de carbono: 1) a actividade vulcânica resultante da abertura do Atlântico Norte (^{Pearson & Palmer, 2000}); 2) o magmatismo e o metamorfismo regional na cordilheira dos Himalaias e na América do Norte (^{Kerrick & Caldeira, 1998}); e 3) a oxidação do metano libertado que estava armazenado em áreas húmidas ou em grandes reservatórios de hidrato de gás no fundo dos oceanos (^{Sloan et al., 1992}).

Estima-se que o final do Paleocénico e o início do Eocénico tenha sido a fase mais quente do Cenozóico, resultando num óptimo climático que decorreu entre 55 a 49 Ma, sensivelmente (^{Mudelsee et al., 2014}; ^{Pagani et al., 2005}; ^{Zachos et al., 2001}). Nesta altura não existiam calotas polares e as temperaturas médias nas altas latitudes seriam na ordem dos 10⁰C mais elevadas do que na actualidade (^{Pagani et al., 2005}; ^{Zachos et al., 2001}). Esta fase de elevadas temperaturas e concentrações de CO2 foi concordante com o aumento do nível médio do mar verificado no Eocénico (fig. 3). Depois do óptimo climático registado verificou-se uma tendência de descida de todos os indicadores referidos (^{Royer, 2013}; ^{Zachos et al., 2001}), interrompida por um episódio efémero de aquecimento há cerca de 41 Ma (^{Bohaty & Zachos, 2003}; ^{Mudelsee et al., 2014}). A fronteira entre o Eocénico e o Oligocénico (34 Ma, sensivelmente) marcou a fase mais importante da glaciação na Antárctida, um período frio que se estendeu durante cerca de 7 Ma (^{Mudelsee et al., 2014}; ^{Pagani et al., 2005}; ^{Zachos et al., 2001}) e em que se verificou um recuo acentuado no nível global do mar (fig. 3). A extensão de gelo na região Antárctica viria a ser reduzida em consequência de um intervalo de tempo com diversas oscilações na temperatura e que iria culminar com o óptimo climático do Miocénico, há cerca de 17-15 Ma (^{Mudelsee et al., 2014}; ^{Zachos et al., 2001}). Este seria correlativo de uma subida no nível do mar (fig. 3). Seguiu-se uma nova tendência de arrefecimento que perdura, de forma genérica, até à actualidade (^{Mudelsee et al., 2014}).

Como foi dito anteriormente, desde o óptimo climático do Miocénico que se tem verificado uma propensão a longo prazo para a descida do nível do mar e para um arrefecimento. Ao entrar no Quaternário (há cerca de 2,6 Ma), e tendo em conta que se trata de um intervalo de tempo ainda relativamente curto em termos geológicos, é necessário considerar outra escala temporal. Pode assim dizer-se que, durante este período, as variações eustáticas, na temperatura e na concentração de CO2 têm sido cíclicas e estão, sobretudo, relacionadas com questões astronómicas. Por isso, o Quaternário tem alternado entre fases mais frias (glaciações) e mais quentes (períodos interglaciários), sendo que isso se reflecte nas modificações do nível médio do mar. No último máximo glaciário, há cerca de 18 ka (milhar de anos) anos BP, estima-se que o nível médio do mar em Portugal estivesse 130 a 140m abaixo da cota actual, o que significa que estaria próximo do bordo da plataforma continental (^{Dias et al., 2000}). Deste modo, tem-se assistido a uma tendência de subida progressiva do nível médio do mar, que terá estabilizado há cerca de 5000-3000 anos BP (^{Ramos-Pereira et al., 1994}, ²⁰¹⁹). Durante os últimos 20 000 anos há ainda a assinalar uma alteração no padrão verificado, aquando do Younger Dryas (Dryas Recente) no final do Plistocénico, há sensivelmente 12,9 a 11,7 ka. Embora não haja certezas quanto às suas causas, este evento climático provocou uma reorganização, enfraquecimento e paragem da circulação termohalina (^{Alley, 2007}; ^{Broecker et al., 2010}), a deslocação para sul da Zona de Convergência Intertropical (^{Renssen et al., 2018}) e o enfraquecimento das monções no Hemisfério Norte (^{Carlson, 2010}). Consequentemente, o Younger Dryas causou um súbito arrefecimento e uma descida do nível do mar na ordem dos 20m em Portugal (^{Dias et al., 2000}).

Há que não esquecer que as páginas anteriores relataram as tendências globais, contudo, ocorreram certamente variações relativas a nível regional, que podem ter constituído desvios a estas tendências. Tal como actualmente, existem também diferenças acentuadas em parâmetros como a temperatura ou o nível médio do mar em função da latitude e da configuração das bacias oceânicas. Há ainda que ter noção que a reconstituição temporal e espacial da história da Terra encerra sempre alguma dose de incerteza, sendo, por isso, uma temática cujo conhecimento está em constante evolução. Os estudos mais recentes constituem certamente uma maior aproximação ao que, de facto, terá acontecido há milhões de anos, confirmando ou recusando as ideias publicadas nas últimas décadas.

V. Unidades morfoestruturais em Portugal continental e bacia lusitaniana

O território de Portugal continental integra três grandes unidades morfoestruturais, apresentadas por ordem cronológica de formação: o Maciço Antigo, as Orlas Mesocenozóica Ocidental (OMCO) e Meridional e a Bacia Cenozóica do Tejo-Sado (BCTS) (fig. 4).

A OMCO ocupa cerca de 11% da superfície de Portugal continental (fig. 4). O início da sua formação, há cerca de 200 Ma, é concordante com o período distensivo marcado pela abertura do mar de Tétis (Neotétis), aquando da desagregação inicial do supercontinente Pangeia (fig. 1). Ao longo do Mesozóico, tanto a margem ocidental da actual Península Ibérica como a margem oriental da América do Norte tornaram-se margens passivas (^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Pais et al., 2012}; ^{Péron-Pinvidic et al., 2007}; ^{Quintana et al., 2015}), ou seja, não coincidentes com os limites de placas litosféricas. Neste contexto distensivo, formaram-se diversas áreas deprimidas onde os sedimentos se depositaram, as denominadas bacias de rifting (^{Alves et al., 2002}; ^{Brune et al., 2016}; ^{Jammes et al., 2009}; ^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Naliboff et al., 2017}; ^{Péron-Pinvidic et al., 2007}; ^{Rasmussen et al., 1998}) nas margens e no interior do território da Ibéria (^{Muñoz, 1992}; ^{Pinheiro et al., 1996}; ^{Quintana et al., 2015}). Em Portugal, as principais foram as bacias do Porto, Lusitaniana ou Lusitânica, do Alentejo e do Algarve (^{Kullberg et al., 2006a}; ^{Pinheiro et al., 1996}), as quais subsistiram até à abertura do oceano Atlântico.

A maior parte da OMCO é composta por sedimentos acumulados na bacia Lusitaniana, da qual cerca de 2/3 da sua superfície se encontra emersa na actualidade (^{Kullberg et al., 2006}a). A bacia Lusitaniana é uma unidade morfoestrutural alongada, com orientação aproximada N-S e área superior a 20 000km2 (fig. 4), limitada pelo horst da Berlenga a oeste (^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Rasmussen et al., 1998}). A sua evolução tectónica foi condicionada pela presença de falhas tardi-variscas de desligamento esquerdo NNE-SSW e NE-SW e por falhas de direcção N-S, NW-SE e E-W (^{Kullberg et al., 2006}a; ^{Pereira & Alves, 2011}; ^{Ramalho et al., 1993}; ^{Ribeiro, 2002}). A densidade e variedade de orientações das falhas originaram uma forte compartimentação da bacia. Esta pode ser dividida em três sectores (fig. 4): setentrional, central e meridional (^{Rocha & Soares, 1984}). A AML insere-se nos sectores central e meridional.

Fig. 4 Unidades morfoestruturais em Portugal Continental e sectores da bacia Lusitaniana. 1 - Maciço Antigo; 2 - Orla Mesocenozóica Ocidental (OMCO); 3 - Orla Mesocenozóica Meridional; 4 - Bacia Cenozóica do Tejo-Sado (BCTS).  

A BCTS é a unidade morfoestrutural mais recente do território continental português e a mais simples em termos estruturais. Ocupa cerca de 15% do território de Portugal continental (fig. 4) e pode ser subdividida em Bacia do Baixo Tejo e Bacia de Alvalade, duas bacias alongadas com orientação NE-SW. A Bacia Cenozóica do Tejo-Sado é uma depressão tectónica onde se verificou uma progressiva subsidência controlada por falhas tardi-hercínicas reactivadas durante a fase compressiva pirenaica e cujo início da formação data do Eocénico (^{Antunes et al., 1999}; ^{Pais et al., 2010}) ou do Oligocénico (^{Ribeiro, 2013}). A sua sedimentação ocorreu durante o Paleogénico, Miocénico e Pliocénico, à qual se sobrepõem depósitos quaternários (^{Almeida et al., 2000}; ^{Mendonça & Cabral, 2003}). O seu enchimento sedimentar é predominantemente detrítico e de fácies continentais, proveniente do Maciço Antigo e da OMCO, com intercalações de formações marinhas e salobras quando ocorreram máximos transgressivos miocénicos (^{Mendonça & Cabral, 2003}). Esta terá funcionado como uma bacia endorreica durante o Paleogénico e, a partir do Miocénico, a sedimentação passou a ser exorreica, drenando em direcção ao Atlântico e, ocasionalmente, com sedimentação transicional, na interface oceano-continente (^{Dias & Pais, 2009}).

VI. Área metropolitana de Lisboa

A AML insere-se na OMCO e na BCTS, ocupando uma superfície de 3002km2 e é composta por 18 municípios. O rio e o estuário do Tejo dividem-na em duas sub-regiões: as penínsulas de Lisboa (AML Norte) e de Setúbal (AML Sul). A formação do território da AML e a sua actual posição geográfica resultaram da conjugação da geodinâmica global, da tectónica local e das variações do nível médio do mar ao longo dos últimos 200 Ma.

Grande parte do território actual da AML esteve submersa durante o Mesozóico. Recorde-se que a partir da fragmentação da Pangeia, observou-se uma tendência generalizada de subida eustática, atingindo o ponto máximo durante o Cretácico Superior (fig. 3). A partir daí, assistiu-se a uma tendência geral de descida eustática que perdura, em termos geológicos, até à actualidade. Porém, como foi referido anteriormente, esta tendência geral foi invertida diversas vezes nas últimas dezenas de milhões de anos por subidas do nível médio do mar mais ou menos relevantes. Daqui resultaram progressivas modificações no ambiente de sedimentação que, por sua vez, conduziram às diferentes características do substrato geológico da AML.

A AML é uma região de relevo moderado e com uma grande diversidade litológica, onde dominam as formações sedimentares (92%), sendo a restante porção do território ocupada por rochas magmáticas (7%) e metamórficas (1%) (fig. 5). Na AML afloram formações datadas do Jurássico Inferior ao Holocénico, sendo o Pliocénico (29%), o Holocénico (23%) e o Cretácico Inferior (16%) as idades das formações geológicas que ocupam a maior extensão (fig. 6). Em termos estruturais, a AML corresponde, genericamente, à sucessão (de Norte para Sul) do anticlinal da Arruda dos Vinhos, do sinclinal de Albufeira e do anticlinal da cadeia da Arrábida (^{Ramalho et al., 1993}; ^{Zêzere, 1991}). Numa outra perspectiva, pode considerar-se que a AML configura um grande sinclinal dissimétrico, em que o eixo está centrado na Lagoa de Albufeira. Estas estruturas resultaram do soerguimento de origem tectónica da cadeia da Arrábida e da região a Norte de Lisboa durante a fase Bética da orogenia alpina (Miocénico). O acarreio de sedimentos transportados a partir do Pliocénico pelo sistema fluvial precursor do Tejo actual e depositados sobretudo na actual AML Sul, resultou na progressiva sedimentação da BCTS, cobrindo as formações miocénicas, paleogénicas, cretácicas e jurássicas. Isto explica as diferenças nas idades das formações que afloram na AML Norte e na AML Sul, com formações tendencialmente mais antigas na AML Norte e mais recentes na AML Sul (fig. 6).

A AML Norte ocupa uma área de 1377km2 e desenvolve-se, fundamentalmente, em terrenos da OMCO, com excepção das formações pertencentes à BCTS, localizadas na parte oriental da Península da Lisboa. O relevo é genericamente concordante com a estrutura monoclinal, resultante do flanco sul do anticlinal centrado na Arruda dos Vinhos ou do flanco norte do “sinclinal da AML”, em que as camadas estão inclinadas para S/SW. Esta sub-região apresenta uma grande diversidade litológica (fig. 5), onde sobressaem as formações sedimentares, como calcários, margas e argilas. O carácter marinho acentua-se de Este para Oeste, isto é, as formações detríticas têm maior relevância no interior e as formações carbonatadas são predominantes mais próximo do litoral actual. Também são relevantes as rochas que compõem o maciço de Sintra (granitos, sienitos, dioritos, gabros e brechas vulcânicas), as rochas metamorfizadas que se encontram em seu redor e as rochas que compõem o Complexo Vulcânico de Lisboa (CVL): os basaltos são predominantes, mas existem igualmente traquitos, traquibasaltos, riólitos, gabros, brechas ou piroclastos (fig. 5). Cobrindo o substrato mais antigo encontram-se depósitos superficiais Plio-Quaternários, coluviões e aluviões.

Na AML Norte, a maioria das rochas aflorantes foram formadas durante o Cretácico Inferior e Superior (fig. 6), num período marcado pelo regime tectónico distensivo e pelas elevadas temperaturas e concentrações de CO2, e em que o nível médio do mar estava num nível muito superior ao actual (fig. 3). As formações mais antigas pertencem ao Jurássico Superior e estão localizadas nos sectores setentrionais dos municípios de Mafra, Loures e Vila Franca de Xira e na envolvente da serra de Sintra (fig. 6). A importância das formações carbonatadas e margosas (fig. 5) revelam a predominância de ambientes de sedimentação marinhos e lagunares durante o Jurássico e o Cretácico, intercalados com ambientes lacustres ou mesmo de deposição fluvial aquando de curtas fases regressivas (exemplo: Aptiano). Nas formações mais recentes destacam-se as formações do Eocénico, Oligocénico e Miocénico, que afloram sobretudo na área oriental da AML Norte, nomeadamente nos municípios de Lisboa, Amadora e Loures (figs. 6). O Oligocénico, mas também o Eocénico Superior, estão representados pela Formação de Benfica, composta por sedimentos dominantemente detríticos grosseiros (arenitos e conglomerados) assentes em descontinuidade sobre o CVL - Cretácico Superior (^{Cunha, 2019}; ^{Pais et al., 2013}). O nível médio do mar mais baixo em comparação com o Mesozóico (fig. 3) explica as características detríticas e a proveniência continental (transporte fluvial) dos sedimentos (fig. 5). Esta fase é coincidente com o período em que a microplaca Ibérica funcionou como placa independente. Depois de se separar da placa Africana, e com o início da formação da BCTS (fig. 1), A transição para o Miocénico marca a agregação da microplaca Ibérica à placa Euroasiática e o início da rotação dextrogira da Ibéria e da formação das cordilheiras Bética e do Rif. Em termos eustáticos, o Miocénico apresentou características distintas do Oligocénico, com o Atlântico a invadir a BCTS ainda no Aquitaniano (^{Pais et al., 2013}), atingindo o máximo transgressivo do Neogénico durante o Tortoniano (fig. 3). As formações miocénicas (conglomerados, arenitos, argilas, margas, calcários margosos) revelam ambientes de sedimentação fluviais, estuarinos, intertidais e marinhos infralitorais, resultado da tendência geral de subida do nível do mar, de episódios transgressivos e regressivos e dos efeitos da tectónica (^{Antunes et al., 1999}, ²⁰⁰⁰; ^{Pais et al., 2013}). A partir da fase transgressiva do Tortoniano houve uma tendência de descida geral do nível médio do mar (fig. 3), resultando em ambientes predominantemente sedimentares de cariz continental. As formações pliocénicas e plio-plistocénicas (depósitos arenosos e conglomeráticos) têm pouca representatividade na AML Norte, estando presentes na faixa litoral de Mafra, Sintra e Cascais, na várzea de Loures e em pequenas áreas na margem direita do rio Tejo (fig. 6). As formações holocénicas mais relevantes são as aluviões da planície aluvial do rio Tejo, estando também presentes nas aluviões das pequenas e médias ribeiras da AML Norte (fig. 6).

Fig. 5 Mapa de litologias da AML. Fonte: Carta Geológica de Portugal, 1:50 000, Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG), modificada 

Fig. 6 Mapa geológico da AML. Fonte: Carta Geológica de Portugal, 1:50 000, Laboratório Nacional de Energia e Geologia (LNEG), modificada 

A exclusividade das formações sedimentares na AML Norte é apenas interrompida pelo ciclo de actividade magmática do Cretácico Superior. Este foi responsável pela instalação do maciço subvulcânico de Sintra e pela orla de metamorfismo de contacto daí resultante, assim como pelos materiais que compõem o CVL (fig. 1) e por algumas chaminés vulcânicas realçadas no relevo por efeito da erosão diferencial, cujos melhores exemplos se encontram entre Mafra e Cheleiros (^{Brum Ferreira, 2005}; ^{Ramos-Pereira, 2003}).

O maciço subvulcânico de Sintra é considerado o elemento geológico e geomorfológico mais importante da Península de Lisboa (^{Teixeira, 1962}) e marca claramente a paisagem da AML Norte. Trata-se de um doma isolado, de forma elíptica, orientado aproximadamente E-W, dissimétrico, com vertentes mais abruptas a norte do que a sul (^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Ramalho et al., 1993}; ^{Ramos-Pereira, 2003}). Este maciço instalou-se num acidente crustal profundo de orientação NW-SE a NNW-SSE e com uma extensão aproximada de 600km, associado à rotação sinistrogira da Ibéria, ao longo do qual se formaram também os maciços intrusivos de Sines e Monchique (^{Coelho, 1974}; ^{Kullberg et al., 2006}b; ^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Pais et al., 2012}; ^{Terrinha et al., 2018}). O maciço de Sintra formou-se enquanto corpo ígneo há cerca de 82 Ma, cuja ascensão empolou e deformou a cobertura de rochas sedimentares mesozóicas, mais tarde erodida e desmantelada (^{Kullberg et al., 2006}b; ^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Ramos-Pereira, 2003}). Em simultâneo com a instalação do maciço ocorreram vários sistemas de falhas radiais, responsáveis pela instalação de uma rede de filões (^{Kullberg & Kullberg, 2000}; ^{Ramalho et al., 1993}). As rochas intrusivas foram expostas à superfície há cerca de 65 Ma, na transição do Cretácico para o Paleogénico (fig. 1), evidenciando um núcleo sienítico envolvido por um anel granítico e um anel gabro-diorítico descontínuo (^{Ramalho et al., 1993}). À sua volta formou-se ainda uma orla de metamorfismo de contacto. As corneanas então formadas constituem as formações de S. Pedro e do Ramalhão.

O CVL ocupa uma superfície de cerca de 200km2 entre Lisboa, Sintra, Mafra e Runa (Torres Vedras) (^{Ramalho et al., 1993}). A sua existência está relacionada com o ciclo magmático que deu origem ao maciço sub-vulcânico de Sintra, há cerca de 72 Ma (fig. 1), sendo constituído por diversos tipos de estruturas (chaminés, escoadas, soleiras, diques) e de rochas (basaltos, traquitos, traquibasaltos, riólitos, gabros, brechas, piroclastos) (^{Ramalho et al., 1993}). O vulcanismo nesta região terá ocorrido de forma descontínua. Sucederam-se vários episódios explosivos, dos quais resultaram piroclastos e brechas, intercalados com fases de emissão efusiva, em que se geraram escoadas basálticas, e com períodos de acalmia, com duração suficiente até para erodir emissões precedentes (^{Ramalho et al., 1993}).

A AML Sul ocupa uma área de 1625km2 e está enquadrada pelos estuários do rio Tejo (a norte) e do rio Sado (a sul). Esta sub-região está maioritariamente incluída na BCTS, abrangendo ainda terrenos da OMCO (cadeia da Arrábida) (fig. 4). A organização estrutural da AML Sul é determinada pela cadeia da Arrábida e pelo sinclinal centrado na lagoa de Albufeira, resultantes da tectónica compressiva num período marcado pela rotação dextrogira da Ibéria e pela formação da cordilheira Bética (Miocénico). A AML Sul desenvolve-se quase exclusivamente em terrenos sedimentares (fig. 5), datados do Jurássico Inferior ao Holocénico, em que predominam as formações do Neogénico e do Quaternário (fig. 6). São, portanto, de um modo geral mais recentes relativamente às que compõem a AML Norte. A AML Sul resulta do enchimento sedimentar de uma área subsidente em termos tectónicos, em que as unidades sedimentares neogénicas se depositaram sobre as camadas do Jurássico, Cretácico e Paleogénico, que só afloram na área meridional da Península de Setúbal.

As formações neogénicas, que compõem a maior parte do território da AML Sul, possuem um carácter dominantemente detrítico (areias e cascalho) e uma proveniência continental em resultado da erosão do Maciço Antigo e da OMCO. O Miocénico aflora no concelho de Almada e na cadeia da Arrábida (fig. 6), estando presente nos flancos de um sinclinal cujo eixo se centra na Lagoa de Albufeira. O Miocénico ficou marcado pela tendência de subida do nível médio do mar, acentuando o carácter marinho das formações geológicas ao longo desta época.

Os sedimentos detríticos do Pliocénico depositaram-se sobre as formações miocénicas, cobrindo uma extensa área da actual AML Sul (fig. 6). Inicialmente correspondem ao primeiro episódio de sedimentação relacionado com um sistema fluvial precursor do Tejo actual (^{Pais et al., 2013}). Com a descida do nível do mar no final do Miocénico e com o soerguimento tectónico da cadeia da Arrábida e da região a Norte de Lisboa (associado à fase Bética da orogenia alpina) formou-se uma extensa planície aluvial entre Lisboa e a Arrábida, onde se desenvolveu um sistema fluvial, composto por múltiplos canais anastomosados (^{Cruces et al., 2002}; ^{Freire, 1999}; ^{Mira Azevêdo, 1982}; ^{Pais et al., 2012}). Este sistema fluvial de grande energia viria a perdurar durante o Pliocénico, a partir do qual se verificou uma reorganização da rede de drenagem, acompanhando o levantamento da área, e o encaixe progressivo do Tejo no seu traçado actual, com forte entalhe e criando um sistema de terraços fluviais (^{Cruces et al., 2002}; ^{Cunha et al., 2016}; ^{Martins & Cunha, 2017}; ^{Mira Azevêdo, 1982}; ^{Pais et al., 2013}). Destacam-se ainda pela sua extensão na AML Sul as dunas e aluviões do Holocénico (figs. 5 e 6).

Embora com génese e características distintas das da serra de Sintra, a cadeia orogénica da Arrábida é o elemento mais marcante da paisagem da AML Sul. Este “verdadeiro museu de formas estruturais” (^{Ribeiro, 1968}, p. 258) estende-se ao longo de 35km de comprimento (E-W), entre o Cabo Espichel e o pequeno relevo de Palmela, e apresenta 6km de largura média (N-S). Aqui encontra-se o máximo de complexidade da tectónica alpina em Portugal, não sendo, porém, uma verdadeira cadeia alpina (^{Brum Ferreira, 2005}). Trata-se de uma sucessão de três linhas de anticlinais falhados com orientação ENE-WSW (^{Alcoforado et al., 1993}; ^{Ribeiro, 1968}), e em que da meridional apenas resta o flanco norte, já que o flanco sul abateu e está submerso. Destacam-se os relevos do Formosinho e de S. Luís, com 501 e 392m de altitude, respectivamente.

A deformação da cadeia da Arrábida decorreu ao longo de duas fases de compressão principais durante o Miocénico (fig. 1): a primeira entre 21,8 e 16,6 Ma, e a segunda entre 8 e 6,5 Ma (^{Kullberg et al., 2006}b). Durante o Miocénico, e desde a sua elevação no Burdigaliano Superior, a cadeia da Arrábida terá sido uma ilha no contexto da BCTS (^{Cunha, 2019}; ^{Pais et al., 2013}). Esta cadeia é formada por sequências carbonatadas, dolomíticas e margosas, com algumas intercalações de unidades detríticas, sobretudo do Jurássico. O complexo contexto tectónico e a diversidade litológica da Arrábida deram origem a uma paisagem marcada pelas formas de relevo tectónicas/estruturais (^{Fonseca et al., 2014}).

Merece um destaque especial o vale do Rio Tejo que faz a separação entre as duas AMLs. A passagem de uma vasta planura ao começo do entalhe do rio deu-se na transição Pliocénico-Quaternário. Estudos recentes mostram que, para além do progressivo levantamento tectónico, em parte responsável pela escadaria dos seis terraços já identificados (^{Cunha et al., 2016}; ^{Martins & Cunha, 2017}), o Baixo Tejo se instalou ao longo de um complexo sistema de falhas, testemunhadas por vários sismos locais e regionais. Também o troço vestibular do Tejo, denominado o gargalo do Tejo, se instalou numa falha, identificada aquando da construção da Ponte 25 de Abril (^{Almeida, 1986}). Sabe-se, pelo estudo desenvolvido por ^{Mira Azevêdo (1982}), que este sulco tectónico não existia no Pliocénico, uma vez que nos depósitos desta idade reconhecidos na AML Sul foram encontrados “fantasmas” de rochas magmáticas de Sintra.

VII. Síntese e considerações finais

Os processos de geodinâmica (interna e externa), a tectónica e as variações do nível do mar ao longo do Meso-Cenozóico são responsáveis pela génese, constituição e evolução dos territórios. Estes factores manifestam-se à escala global, regional e local, conduzindo a modificações na forma, posição e dimensão dos continentes e das bacias oceânicas e influenciando as características geológicas e geomorfológicas de territórios como a Ibéria ou a AML.

Entre o início do Mesozóico e o final do Cretácico Superior vigorou um regime tectónico dominantemente distensivo, sendo substituído a partir daí pelo vigente regime compressivo. O complexo jogo de forças a nível global fez com que a microplaca Ibérica assumisse diversos comportamentos ao longo dos últimos 200 Ma, ora funcionando como placa independente, ora se agregando a placas de maior dimensão como a Euroasiática ou a Africana.

As variações do nível do mar traduzem-se não só na relação entre superfícies imersa e submersa, como também na natureza das formações sedimentares que constituem os territórios. A fragmentação da Pangeia marcou o início de uma tendência de subida do nível do mar, atingindo o seu pico máximo durante o Cretácico Superior (entre 170 e 250m acima do nível actual), algo que coincidiu com a mudança de regime tectónico (de distensivo para compressivo). A partir daí observou-se uma tendência genérica de descida eustática, interrompida por dois períodos relevantes durante o Eocénico e o Miocénico.

A AML é hoje um território com um cariz marcadamente urbano, contudo, a sua formação, composição e enquadramento geográfico actual explica-se pelos processos e acontecimentos ocorridos muito antes da presença humana na Terra. É o caso da sua notável diversidade litológica, explicada pelas variações eustáticas ao longo dos últimos 200 Ma, sobrepostas à evolução tectónica regional, e pela ocorrência de alguns episódios de actividade magmática. Ainda assim, e mesmo num território com pouco mais de 3000km2, existem diferenças notórias a norte e a sul do rio Tejo.

A AML Norte está incluída quase na totalidade na OMCO e é, por isso, constituída por formações mais antigas comparativamente às da AML Sul, que está integrada quase em exclusivo na BCTS. Na AML Norte afloram maioritariamente formações sedimentares margosas e argilosas, e carbonatadas, enquanto na AML Sul dominam as formações sedimentares detríticas, incluindo depósitos superficiais. Recorde-se que a AML Sul está inserida numa área que sofreu subsidência tectónica, na qual se instalou um sistema fluvial de canais anastomosados que precedeu o Tejo actual, algo que explica a natureza detrítica das suas formações mais recentes. Por outro lado, existe uma maior diversidade litológica na AML Norte, em que as rochas sedimentares são predominantes, mas complementadas por rochas magmáticas e algumas rochas com metamorfismo de contacto. Por seu turno, na AML Sul assiste-se à quase exclusividade das formações sedimentares.

Também em termos de relevo as diferenças são notórias, com a AML Norte a apresentar um relevo genericamente concordante com a estrutura, embora se identifiquem superfícies de aplanamento junto ao litoral devido à acção marinha. Trata-se de um relevo mais acidentado em virtude dos relevos de costeira e do encaixe da rede hidrográfica, estando, por isso, mais exposto aos agentes da geodinâmica externa. Os declives acentuados das vertentes e a intercalação de camadas com diferentes composições tornam a AML Norte mais susceptível à ocorrência de movimentos de vertente, sobretudo nos seus concelhos mais a norte. Nesta sub-região, as bacias hidrográficas são quase todas de pequena dimensão, o que favorece, em conjunto com o relevo e a litologia, a ocorrência de cheias rápidas. Em contraponto, a evolução da AML Sul justifica o seu relevo menos vigoroso. A excepção é a da cadeia da Arrábida, onde existem relevos de costeira e de tipo hog-back. É nesta área que a rede hidrográfica apresenta um maior entalhe, embora se verifiquem ravinamentos noutros locais da AML Sul.

A serra de Sintra e a cadeia da Arrábida são os dois elementos que mais se destacam na paisagem das respectivas sub-regiões. Apesar da sua génese e características serem bastante distintas, é aí que se encontram os dois pontos com maior altitude na AML.

A linha de costa é igualmente distinta nestes dois territórios. A AML Norte possui uma costa rochosa e escarpada, com praias pequenas, encastradas ou estuarinas. A AML Sul apresenta uma extensa costa arenosa entre a Trafaria e a praia das Bicas (a sul da Lagoa de Albufeira), sendo que a restante costa apresenta características semelhantes às da AML Norte. As características da costa estão intimamente relacionadas com a posição geográfica e a natureza das formações existentes nos dois territórios. O litoral de arriba da AML Norte é formado por rochas carbonatadas/margosas e encontra-se exposto à ondulação dominante e em situação de défice sedimentar. Por outro lado, a costa arenosa da AML Sul (entre a Trafaria e a praia das Bicas) encontra-se em posição de abrigo face à ondulação de NW, beneficiando também do fornecimento sedimentar proveniente do rio Tejo.

Nota dos/as autores/as

Na escala temporal utilizada, as flutuações atuais e recentes (holocénicas) do nível do mar são de pequeníssima amplitude. Porém, não pode deixar de se mencionar a subida do nível do mar que desde o final da Pequena Idade do Gelo (séc. XIX) se tem vindo a registar e que não tem sido constante, entre 1,5mm/ano no século passado a 3mm/ano nos primeiros anos deste século (Antunes, 2019; Antunes et al., 2019; Antunes & Taborda, 2009). Contudo, e como o tipo de costa dominante na AML é de costa de arriba, esta subida não é ainda relevante. Exceptua-se o troço arenoso de Costa de Caparica e a área da foz do rio Tejo. No primeiro, os galgamentos oceânicos são frequentes, o que levou à parcial artificialização da costa e, mais recentemente, ao modelo de defesa ligeira, i.e., alimentação artificial da praia e dunas, com custos elevados para o erário público (^{Santos et al., 2017}). Há várias décadas que diversos autores (nomeadamente ^{Dias et al., 1994}) referem o problema do deficiente ordenamento como causa importante da erosão costeira, a par do défice de sedimentos, da subida do nível do mar e da presença de estruturas de defesa pesadas. A situação existente na Costa de Caparica, com troços em elevada erosão e frequentes galgamentos oceânicos, assim como sucede noutros troços costeiros baixos e arenosos, é o resultado de todos estes elementos forçadores e, sobretudo, do deficiente ordenamento do território, que permitiu a construção em dunas e a instalação de estruturas de defesa pesada perpendiculares e longitudinais à costa, interrompendo a dinâmica natural praia-duna e a circulação de sedimentos na deriva litoral. Este tipo de (des)ordenamento, associado à subida do nível do mar e à diminuição do afluxo de sedimentos (em consequência da sua retenção pelas barragens), conduziu à situação actual. No caso do estuário do Tejo é sobretudo na margem norte, mais antropizada e mais baixa, que a subida do nível do mar terá mais impactes, como já se vê em ocasião de temporais durante a maré cheia, originando o galgamento dos diques de protecção do passeio público e das marinas.

Contributos dos/as autores/as

Miguel Leal: Conceptualização; Software; Análise formal; Investigação; Escrita - preparação do esboço original; Redação - revisão e edição; Visualização.

Ana Ramos-Pereira: Conceptualização; Análise formal; Investigação; Escrita - preparação do esboço original; Redação - revisão e edição; Visualização.