GeologiadosAores

Prévia do material em texto

See discussions, stats, and author profiles for this publication at: https://www.researchgate.net/publication/256986277
Notas sobre a geologia do arquipélago dos Açores
Chapter · February 2013
CITATIONS
49
READS
17,179
10 authors, including:
Jose M. R. Pacheco
IVAR - Instituto de Investigação em Vulcanologia e Avaliação de Riscos
73 PUBLICATIONS   1,281 CITATIONS   
SEE PROFILE
Tamyres Millena Ferreira
66 PUBLICATIONS   1,044 CITATIONS   
SEE PROFILE
Gabriela Queiroz
University of the Azores
75 PUBLICATIONS   1,348 CITATIONS   
SEE PROFILE
Nicolau Wallenstein
University of the Azores
73 PUBLICATIONS   916 CITATIONS   
SEE PROFILE
All content following this page was uploaded by Jose M. R. Pacheco on 26 May 2014.
The user has requested enhancement of the downloaded file.
https://www.researchgate.net/publication/256986277_Notas_sobre_a_geologia_do_arquipelago_dos_Acores?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_2&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/publication/256986277_Notas_sobre_a_geologia_do_arquipelago_dos_Acores?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_3&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_1&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Jose-Pacheco?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_4&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Jose-Pacheco?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_5&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/institution/IVAR-Instituto_de_Investigacao_em_Vulcanologia_e_Avaliacao_de_Riscos?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_6&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Jose-Pacheco?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_7&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Tamyres_Ferreira2?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_4&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Tamyres_Ferreira2?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_5&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Tamyres_Ferreira2?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_7&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Gabriela-Queiroz?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_4&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Gabriela-Queiroz?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_5&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/institution/University-of-the-Azores?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_6&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Gabriela-Queiroz?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_7&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Nicolau-Wallenstein?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_4&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Nicolau-Wallenstein?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_5&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/institution/University-of-the-Azores?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_6&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Nicolau-Wallenstein?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_7&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Jose-Pacheco?enrichId=rgreq-834e778d9eea35870db7c539819c49cc-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzI1Njk4NjI3NztBUzoxMDEwODEyNDE2MjA0ODhAMTQwMTExMTA1NDc5NA%3D%3D&el=1_x_10&_esc=publicationCoverPdf
Notas sobre a geologia do arquipélago dos Açores. 
Pacheco, J. M., Ferreira, T., Queiroz, G., Wallenstein, N., Coutinho, R., Cruz, J. V., Pimentel, 
A., Silva, R., Gaspar, J. L., Goulart, C. 
In: R. Dias, A. Araújo, P. Terrinha, J.C. Kullberg (Eds), (2013), Geologia de Portugal, vol. 2, 
Escolar Editora, 595-690. 
1 Enquadramento geodinâmico 
1.1 Localização geográfica 
 
Situado no Atlântico Norte, o arquipélago dos Açores é constituído por nove ilhas de 
origem vulcânica, localizadas entre as latitudes 37° e 40° N e as longitudes 25° e 31° 
W, dispostas ao longo de uma faixa de cerca de 600 km segundo a direcção 
aproximada NW-SE. Geograficamente encontram-se associadas em três grupos: o 
Grupo Ocidental - constituído pelas ilhas do Corvo e das Flores, o Grupo Central - 
formado pelas ilhas Graciosa, Terceira, S. Jorge, Faial e Pico, e o Grupo Oriental - 
constituído pelas ilhas de S. Miguel e Santa Maria e os ilhéus das Formigas (Fig. 1). 
 
 
 
Figura 1 – Localização geográfica do arquipélago dos Açores. 
 
 
1.2 Caracterização morfoestrutural da Plataforma dos Açores 
 
As ilhas dos Açores correspondem a estruturas vulcânicas emergentes da designada 
Plataforma dos Açores, uma zona de forma aproximadamente triangular definida pela 
linha batimétrica dos 2000 m (Needham e Francheteau, 1974) e caracterizada por uma 
morfologia complexa, expressa pela existência de fossas e cristas submarinas, (e.g. 
Searle, 1980; Lourenço et al., 1998) (Fig. 2). Nesta região a crosta oceânica apresenta 
uma espessura anormalmente elevada, da ordem dos 14 km segundo vários autores 
(e.g. Dias et al., 2007) facto que aliado a um magmatismo intenso, sugerem a 
existência de um ponto quente sob a Plataforma dos Açores. 
 
De facto, nesta região do Atlântico Norte a ocorrência de anomalias topográficas, 
gravíticas, de espessamento crustal, de velocidades de propagação de ondas sísmicas, 
térmicas e geoquímicas, é interpretada como evidência da existência de uma pluma 
mantélica sob a região dos Açores (e.g. Schilling, 1975; Madureira et al., 2005; Gente 
et al., 2003; Silveira et al., 2006; Lourenço, 2007). 
 
 
 
Figura 2 – Plataforma dos Açores, limitada pela linha batimétrica dos 2.000 m. 
 
 
Sob o ponto de vista tectónico, esta região situa-se na zona de junção tripla das placas 
litosféricas Norte Americana, Eurasiática e Africana, facto que se traduz na existência 
de importantes sistemas de fracturas. Neste contexto, assumem especial relevo a 
Crista Média Atlântica, a Zona de Fractura Açores-Gibraltar, que inclui o Rift da 
Terceira e a Falha Gloria, e a Zona de Fractura Este dos Açores (Fig. 3). 
 
 
Figura 3 – Principais estruturas tectónicas da região dos Açores. Legenda:CMA - 
Crista Média Atlântica; ZFEA - Zona de Fractura Este dos Açores; FG - Falha da 
Gloria; RT - Rift da Terceira. 
 
A Crista Média Atlântica (CMA) separa a placa Norte Americana, a W, das placas 
Eurasiática e Africana, a E, e atravessa a região dos Açores entre os Grupos Ocidental 
e Central. Esta estrutura apresenta uma orientação de N14º a N da latitude 38º 55’ N, 
inflectindo a S para uma direcção N25º (Luís et al., 1994). Na intersecção com a 
Plataforma dos Açores a CMA tem uma orientação média NE-SW, em resultado de um 
conjunto de falhas transformantes que a segmentam em troços muito curtos, 
deslocando-a dextrogiramente (Searle, 1980; Luís et al., 1994). A sua expressão 
topográfica também se atenua nesta região, reduzindo-se a um pequeno vale com 
pouca profundidade (Searle, 1980; Miranda et al., 1991; Lourenço et al., 1998; Luís et 
al., 1998; Escartin et al., 2001). 
 
A CMA é uma estrutura muito activa do ponto de vista sísmico e vulcânico, 
caracterizada por um comportamento distensivo puro, correspondente ao eixo de 
expansão da crosta oceânica. A velocidade de abertura deste rift é de cerca de 23 
mm/ano a N do Rift da Terceira e 20 mm/ano a S (Vogt e Jung, 2004). 
 
A Zona de Fractura Açores-Gibraltar (ZFAG) corresponde à fronteira entre as placas 
Eurasiática e Africana e estende-se desde a CMA até à região de Gibraltar, incluindo 
três sectores principais com orientação, expressão morfológica e regimes tectónicos 
distintos. O movimento relativo dextrógiro entre as duas placas, resultante de diferentes 
taxas de expansão a N e a S da junção tripla dos Açores, provoca transtensão a 
ocidente (Rift da Terceira), desligamento puro ao nível do sector central (Falha Gloria), 
e transpressão a oriente (e.g. Laughton et al., 1972; McKenzie, 1972; Udías e López 
Arroyo, 1972; Laughton e Whitmarsh, 1974; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Grimisson 
e Chen, 1986;Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988; Udías et al., 1988; DeMets et al., 
1994; Madeira e Ribeiro, 1990). 
 
O Rift da Terceira (RT) exibe uma orientação geral WNW-ESE definida pelo 
alinhamento das ilhas dos grupos Central e Oriental, e desenvolve-se desde a CMA até 
à Falha Gloria. Trata-se de uma estrutura caracterizada por um comportamento 
distensivo e de desligamento direito, muito activa sob o ponto de vista sísmico e 
vulcânico (Madeira, 1998; Lourenço et al., 1998). Em sentido restrito o Rift da Terceira, 
tal como designado por Machado (1959), apresenta orientação NW-SE definida pelo 
alinhamento de uma série de bacias, cristas e maciços, compreendendo, de NW para 
SE, a Bacia Oeste da Graciosa, a ilha Graciosa, a Bacia Este da Graciosa, a ilha 
Terceira, a Crista Submarina da Terceira, a Fossa Norte do Hirondelle, o Banco D. 
João de Castro, a Fossa Sul do Hirondelle, a ilha de S. Miguel, a Fossa da Povoação, 
os ilhéus das Formigas e a Fossa das Formigas. Em sentido lato inclui também as 
fracturas Faial-Pico e de S. Jorge que, com uma direcção geral WNW-ESE, convergem 
para leste em direcção à ilha de S. Miguel (Agostinho, 1932; Agostinho, 1936; 
Machado, 1959). 
 
A Falha Gloria (FG) prolonga-se segundo a direcção E-W para leste de Santa Maria 
sobressaindo, batimetricamente, como uma estrutura linear bem definida (Laughton et 
al., 1972). Manifesta uma movimentação em desligamento direito puro caracterizada 
por importante actividade sísmica com eventos de magnitude elevada (Laughton et al., 
1972; Udías e López Arroyo, 1972; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Grimisson e Chen, 
1986; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988; Udías et al., 1988). 
 
A Zona de Fractura Este dos Açores (ZFEA) estabelece o limite S da Plataforma dos 
Açores e estende-se segundo uma direcção aproximada E-W entre a CMA e a Falha 
Gloria, estando desviada cerca de 10 km para S relativamente a esta última. Apesar de 
ter uma expressão morfológica relativamente nítida, a sismicidade é praticamente nula 
nesta região, sugerindo tratar-se de uma estrutura inactiva ou com um grau de 
actividade muito baixo. Neste contexto, considera-se que terá correspondido à antiga 
fronteira entre as placas Eurasiática e Africana até determinado momento da evolução 
tectónica da junção tripla dos Açores. (e.g. Laughton e Whitmarsh, 1974; Searle, 1980; 
Buforn et al., 1988; Madeira e Ribeiro, 1990; Luís et al., 1994; Lourenço, 2007). 
 
1.3 Modelos geodinâmicos 
 
Enquanto a fronteira entre a placa Norte Americana e as placas Eurasiática e Africana 
se encontra bem definida pela CMA, subsiste, ainda, uma significativa incerteza no que 
se refere à cinemática e precisa localização das estruturas que estabelecem o eixo 
correspondente ao ramo leste da junção tripla dos Açores. A complexidade do regime 
de deformação associado ao Rift da Terceira resulta principalmente da velocidade de 
expansão ao nível da CMA ser superior no sector a norte do ponto triplo. 
 
Para alguns autores, a região dos Açores encontra-se presentemente sujeita a um 
regime tectónico distensivo, comportando-se o Rift da Terceira (s.l.) como um centro de 
expansão dos fundos oceânicos do tipo rift (Udías e Lopez Arroyo, 1972; Udías et al., 
1976; Udías, 1980; Udías et al., 1986; Udías et al., 1988; Buforn et al., 1988). Para 
outros, o regime actuante é transtensivo e o Rift da Terceira (s.l.) corresponde a uma 
transformante leaky com movimento de desligamento direito normal predominante, cujo 
eixo passa pela ilha de S .Jorge (Krause e McGregor, 1973; Laughton e Whitmarsh, 
1974; Searle, 1980) ou no canal S. Jorge-Pico (Ribeiro, 1982; Madeira e Ribeiro, 1990 
e 1992). 
 
Estudos mais recentes consideram que a fronteira de placas corresponde a uma 
estrutura difusa que compreende uma larga faixa cisalhada, dominada por um regime 
em transtensão com deslocamento lateral direito. Tal estrutura actua simultaneamente 
como um centro de expansão oblíqua ultra lento e uma zona de transferência que 
acomoda a deformação imposta pelo movimento diferencial entre as placas (e.g. 
DeMets et al., 1994; Bastos et al., 1998; Lourenço et al., 1998; Madeira, 1998; 
Pagarete et al., 1998; Altamimi et al., 2002; Sella et al., 2002; Calais et al., 2003; 
Fernandes et al., 2003; Kreemer et al., 2003; Madeira e Brum da Silveira, 2003; Carmo, 
2004; Trota et al., 2006; Matias et al., 2007; Borges e Buforn, 2008; Luís e Miranda; 
2008, Trota, 2008). 
 
2 Caracterização geoquímica 
 
A generalidade dos produtos vulcânicos das ilhas do arquipélago insere-se na série de 
diferenciação alcalina (Assunção e Canilho, 1970; White et al., 1976, 1979) embora 
existam também basaltos transicionais (Schmincke, 1973). A sua filiação num domínio 
intraplaca contrasta com o carácter toleítico dos basaltos da CMA que atravessa a 
Plataforma dos Açores (Schilling, 1975). 
 
Tal como seria de esperar, os basaltos das ilhas açorianas têm maiores concentrações 
em elementos de alto potencial iónico (LILE) e maiores razões isotópicas de Sr e Pb 
que os basaltos toleíticos típicos (MORB-N) (White et al., 1976, 1979). É de salientar, 
no entanto, que os basaltos toleíticos da CMA, na região da Plataforma dos Açores, 
bem como os basaltos do Rift da Terceira, têm razões isotópicas de Sr e 
concentrações de LILE significativamente maiores que os toleítos típicos. Na verdade, 
as suas razões isotópicas aproximam-se mesmo das encontradas para a generalidade 
dos basaltos alcalinos das ilhas, facto que permite concluir pela existência de uma 
anomalia geoquímica na região da Plataforma dos Açores (White et al., 1976, 1979). 
 
Verifica-se que as razões isotópicas de Sr nas rochas de Santa Maria, S. Jorge, 
Terceira, Graciosa, Flores e Corvo são semelhantes às dos basaltos da CMA nos 
Açores (White et al., 1976, 1979). Uma tal constatação faz supor uma fonte comum aos 
basaltos toleíticos e alcalinos da Plataforma dos Açores. 
 
Os basaltos do Faial, Pico e S. Miguel constituem, com tudo, um óbice à generalização 
desta conclusão pois apresentam razões isotópicas de Sr significativamente superiores 
às encontradas paraas restantes ilhas, pelo que terão, possivelmente, uma origem 
mantélica distinta da dos restantes (White et al., 1979). 
 
O reconhecimento de diferentes origens mantélicas para algumas das ilhas açorianas 
implica, por sua vez, o reconhecimento do desenvolvimento local de heterogeneidades 
do manto na região da anomalia geoquímica dos Açores (White et al., 1976, 1979). 
 
Dada a riqueza dos basaltos dos Açores em terras-raras (REE), particularmente em 
terras-raras leves (LREE), nem os toleítos nem os basaltos alcalinos podem ter origem 
num manto empobrecido. Os estudos efectuados por Richard et al. (1976, in White et 
al., 1979) apontam, no entanto, para uma fonte ligeiramente empobrecida em LREE, 
durante grande parte da sua história, o que sugere que o aparente enriquecimento do 
manto em LREE, na região dos Açores, terá resultado de um fenómeno de 
fraccionação relativamente recente (White et al., 1979). À luz desta hipótese, as 
diferenças entre os MORB-N e os toleítos da plataforma dos Açores, bem como as 
semelhanças entre estes e os basaltos alcalinos, poderão resultar da acção de uma 
eventual pluma mantélica situada sob os Açores (White et al., 1979). 
 
Admitindo que os basaltos alcalinos e toleíticos dos Açores têm uma fonte comum, e 
dado que os seus teores de Mg, Ni, Cr e Co são semelhantes, o que elimina a 
possibilidade dos dois basaltos terem sido submetidos a graus de cristalização 
fraccionada muito diferentes, o modelo que melhor explica as diferenças entre os dois 
basaltos é um diferente grau de fusão da fonte (White et al., 1979). Segundo White et 
al. (1979), os toleítos deverão resultar de, aproximadamente, o dobro da fusão que 
origina os basaltos alcalinos de forma a explicar o enriquecimento destes em LILE. 
Ainda segundo os mesmos autores, a riqueza em LREE dos basaltos alcalinos 
relativamente aos toleítos e a semelhança nas concentrações em terras-raras pesadas 
(HREE) em ambos os basaltos, poderá explicar-se pela existência de granada na fonte. 
 
Widom e Shirey (1996) verificaram, também, que as razões isotópicas de Os nas 
rochas de S. Miguel, Terceira, Graciosa, S. Jorge, Faial e Pico são semelhantes às da 
generalidade dos basaltos das ilhas oceânicas (OIB), consolidando a hipótese da 
existência de uma pluma mantélica na região dos Açores, e sugerem que os valores de 
Os dessa pluma são muito superiores aos valores do manto superior. Para estes 
autores, os toleítos e basaltos alcalinos da Plataforma dos Açores têm origem na 
mesma pluma mantélica. A mistura do magma da pluma, de origem profunda e 
resultante de elevado grau de fusão, com magmas resultantes de baixo grau de fusão 
com origem no manto litosférico reciclado, com componentes de manto enriquecido 
(EM I e EM II), seria responsável pelo desenvolvimento das heterogeneidades 
encontradas nas características isotópicas das rochas dos Açores. 
 
Mais recentemente, França (2000), com base no estudo de lavas de diversas ilhas do 
Grupo Central, veio reforçar a hipótese da existência de uma pluma mantélica na 
região dos Açores com o cunho de reservatórios de crusta oceânica reciclada (HIMU), 
manto MORB empobrecido (DMM) e, em menor escala, manto enriquecido (EM). 
Almeida (2001) através do estudo de xenólitos do Vulcão das Sete Cidades, em S. 
Miguel, apontou a existência de litosfera oceânica metassomatizada por líquidos 
resultantes da fusão parcial de uma pluma mantélica com origem a maiores 
profundidades e, através do estudo de lavas da Graciosa, concluiu que essa pluma 
apresenta uma assinatura predominante de reservatórios DMM e HIMU. 
 
Menos controversa é a génese das rochas mais evoluídas encontradas nas ilhas, dado 
que as características que distinguem os basaltos das várias ilhas, distinguem também 
as rochas mais evoluídas, apontando para uma relação genética entre ambas. Deste 
modo, os produtos mais evoluídos resultam de uma extensiva cristalização fraccionada 
dos líquidos parentais em reservatórios magmáticos subsuperficiais (White et al., 1976, 
1979; Almeida, 2001). 
 
3 Actividade sísmica histórica e instrumental 
Sob o ponto de vista sísmico, a região dos Açores é caracterizada por uma intensa 
actividade centrada ao longo dos principais acidentes tectónicos activos anteriormente 
referidos (Fig. 4). Realça-se a existência de diversas zonas sismogénicas que se 
evidenciam pela sua elevada sismicidade, como é o caso da zona a W do Faial, a 
Fossa Oeste da Graciosa, a Crista Submarina Leste da Terceira, a Fossa Hirondelle, a 
zona central de S. Miguel, a Fossa da Povoação e a região dos ilhéus das Formigas. 
 
 
 
Figura 4 – Carta epicentral dos eventos registados entre 1980 e 2009 no 
arquipélago dos Açores (dados de CIVISA, 2010). 
 
A sismicidade é marcada por eventos no geral de magnitude intermédia a baixa, 
ocorrendo ocasionalmente eventos com magnitude superior a 5 (Escala de Richter) 
com consequências por vezes catastróficas. Desde o povoamento dos Açores, no 
século XV, verificaram-se cerca de 25 sismos (Fig. 5) com intensidades superiores a 
VII na Escala de Mercalli Modificada (MM-56). Também são de assinalar as crises 
sísmicas de natureza vulcano-tectónica associadas a erupções vulcânicas ou à 
instalação de corpos magmáticos subsuperficiais. 
 
Os sismos mais destruidores e de maior magnitude de que há registo na região 
ocorreram em 1757 (Calheta de S. Jorge) e em 1980 (Grupo Central), tendo 
ultrapassado os 7 graus na Escala de Richter. No entanto, o sismo responsável pelo 
maior número de vítimas teve lugar na ilha de S. Miguel, em 1522, e destruiu a então 
capital Vila Franca do Campo, causando cerca de 5.000 vítimas mortais, para o que 
contribuíram os volumosos movimentos de vertente desencadeados (Silveira, 2002). 
 
 
 
Figura 5 – Localização dos principais sismos históricos na região dos Açores (dados de 
Silveira, 2002, Silva, 2005 e CVARG). 
4 Vulcanismo histórico 
 
A actividade eruptiva histórica no arquipélago dos Açores (Fig. 6) inclui cerca de 27 
erupções, entre eventos submarinos e subaéreos, que cobrem um grande leque de 
estilos eruptivos e magnitudes. À semelhança da sismicidade, o vulcanismo ocorre ao 
longo do eixo de orientação geral WNW-ESE, havendo a registar nos últimos cinco 
séculos erupções nas ilhas do Pico, Faial, S. Jorge, Terceira e S. Miguel. 
 
Da análise da localização e sequência cronológica das várias erupções históricas 
observadas no arquipélago merece destaque a proporção de erupções submarinas e 
litorais, que ascende a 48% do total das erupções registadas, sendo este valor 
provavelmente subestimado, pois nem todas as erupções submarinas se manifestam à 
superfície do oceano e, mesmo de entre estas, nem todas terão sido observadas. 
 
 
 
Figura 6 – Localização das erupções históricas na região dos Açores (modificado de 
Weston, 1964, com dados de Queiroz et al., 1995, Queiroz, 1997 e Gaspar et al. 2003). 
 
As erupções históricas subaéreas revelam estilos eruptivos efusivos ou 
moderadamente explosivos, do tipo havaiano e estromboliano, e de natureza basáltica 
(s.l.), normalmente associados aos sistemas vulcânicos do tipo fissural, e erupções 
explosivas subplinianas e hidromagmáticas envolvendo magmas mais evoluídos, de 
composição traquítica (s.l.) associados aos vulcões centrais. 
 
Esta variedade de estilos eruptivos e magnitudes é encontrada também ao longo da 
história eruptiva dos diversos sistemas vulcânicos existentes nas ilhas dos Açores (e.g. 
Gaspar, 1996; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Pacheco, 2001; 
Pimentel, 2006; Gonçalves, 2006). 
 
 
5 Caracterização vulcanológica das ilhas 
 
5.1 Santa Maria 
5.1.1 Geomorfologia e tectónica 
 
Com uma área de 97,2 km2, Santa Maria é uma das mais pequenas ilhas do 
arquipélago dos Açores. Ligeiramente alongada segundo a direcção E-W, apresenta 
um comprimento máximo de 16,5 km e uma largura de 9,9 km. 
Do ponto de vista geomorfológico, a ilha de Santa Maria apresenta um contraste bem 
marcado entre dois domínios diversos (Fig.7): a região oriental é caracterizada por um 
relevo mais acidentado, uma rede de drenagem densa, e um maior desenvolvimento do 
solo e da vegetação, enquanto o sector ocidental da ilha apresenta um relevo aplanado 
e uma rede de drenagem pouco desenvolvida (Fig. 8). 
 
 
Figura 7 – Modelo digital de terreno da ilha de Santa Maria, com indicação dos dois 
domínios geomorfológicos contrastantes (1 – Região Ocidental; 2 – Região Oriental), 
rede filoniana e principais acidentes tectónicos da ilha de Santa Maria (adaptado de 
Madeira, 1986). Coordenadas U.T.M., zona 26S. 
1 
2 
 
 
Figura 8 – Aspecto da geomorfologia contrastante dos sectores ocidental (a) e oriental 
(b) da ilha de Santa Maria (fotografias de R. Coutinho). 
 
 
Na Região Oriental de Santa Maria as altitudes máximas são atingidas nos vértices 
geodésicos do Pico Alto (587 m), de Cavacas (492 m) e de Caldeiras (482 m), e os 
declives apresentam um valor médio de cerca de 42% (Cruz, 1992). A densidade de 
drenagem é elevada, com valores superiores a 4,6 km-1, e um padrão 
predominantemente dendrítico. 
 
O relevo aplanado característico da Região Ocidental da ilha de Santa Maria, cuja 
altitude máxima atinge os 277 m (Piquinhos), resulta de um conjunto de plataformas de 
abrasão marinha, onde por vezes se encontram sedimentos correlativos a várias 
altitudes (Madeira, 1986). Este facto explica, ainda, o baixo declive médio calculado 
para essa zona, da ordem de 13% (Cruz, 1992), e a reduzida densidade de drenagem. 
A rede hidrográfica tem um padrão essencialmente rectilíneo, destacando-se a Ribeira 
de São Francisco, a mais extensa da ilha, profundamente encaixada nas formações 
geológicas, e a densidade de drenagem é menor que 1,6 km-1. 
 
No domínio da orla costeira, a ilha é caracterizada por um litoral, em geral, alcantilado, 
com arribas altas que atingem uma altura máxima de cerca de 350 m na Rocha Alta. 
De um modo genérico as arribas são mais altas no lado leste da ilha e mais baixas na 
sua metade W. Apesar de modelada por acção da erosão marinha, a configuração da 
linha de costa parece, com excepção da costa N, preponderantemente condicionada 
por elementos estruturais de orientação NNW-SSE e N-S (Madeira, 1986). A densa 
rede filoneana instalada no Complexo dos Anjos controla os troços costeiros de 
orientação NE-SW e ENE-WSW situados na costa S da ilha (Fig. 7). 
 
a b 
As estruturas tectónicas presentes na ilha de Santa Maria sugerem uma história 
complexa marcada por diferentes fases (Madeira, 1986). Actualmente é possível 
observar na ilha um conjunto de falhas significativo e uma grande quantidade de filões 
(Fig. 7). Algumas destas estruturas têm idades superiores a 5,7 Ma e a grande maioria 
não apresenta evidências de actividade recente. Não obstante, constituem planos de 
fraqueza estrutural. As três principais direcções presentes são NW-SE, N-S e NE-SW. 
 
No domínio da neotectónica há a referir diversas falhas, quase todas na costa N, que 
parecem apresentar movimentos recentes (Fig. 7). Neste contexto destaca-se (1) a 
Falha da Cagarra, de desligamento esquerdo com movimentação vertical, (2) a Falha 
do Aeroporto de desligamento direito com movimentação vertical normal, (3) as Falhas 
da Cré, com importante componente vertical, (4) a Falha da Baía do Raposo, 
provavelmente correspondente a um acidente de desligamento direito com 
movimentação vertical normal, (5) a Falha do Norte com uma importante componente 
vertical e (6) a Falha da Estação Loran, também com uma importante componente 
vertical. 
 
5.1.2 Principais sistemas vulcânicos 
 
Na ilha de Santa Maria foram cartografadas oito unidades litoestratigráficas, com 
idades desde o Ante-Miocénico Superior ao Holocénico, correspondendo a uma 
sequência de rochas vulcânicas, de carácter explosivo e/ou efusivo, com intercalações 
de rochas sedimentares marinhas e terrestres em posições estratigráficas diversas 
(Serralheiro et al., 1987; Serralheiro e Madeira, 1990). 
 
Estas intercalações de rochas sedimentares marinhas e terrestres na sequência 
vulcânica apresentam um carácter único no contexto da geologia do arquipélago dos 
Açores. As jazidas fossilíferas encontradas nos depósitos sedimentares têm motivado a 
realização de investigações paleontológicas em Santa Maria desde o terceiro quartel 
do séc. XIX. 
 
A sequência de unidades geológicas observadas em Santa Maria, da mais antiga à 
mais recente, é a seguinte (Madeira, 1986; Serralheiro et al., 1987): 
 
Formação dos Cabrestantes, de idade Ante-Miocénica Superior, é constituída por 
piroclastos submarinos, de coloração amarelada e por vezes com estratificação 
entrecruzada e abundantes cristais alterados de augite, que afloram na Baía dos 
Cabrestantes, localizada na costa NW da ilha; 
 
Formação do Porto, corresponde a dois cones de piroclastos subaéreos, situados um 
na arriba ocidental da baía de Vila do Porto e o outro nas arribas a leste da Ponta dos 
Frades (costa N da ilha). No topo, em qualquer um destes cones observam-se sinais de 
cozimento na camada de alteração superficial, por acção das escoadas lávicas 
sobrejacentes do Complexo dos Anjos; 
 
Complexo dos Anjos, de idade Ante-Miocénica Superior, é constituído por escoadas 
lávicas, em geral pouco espessas, intercaladas por vezes com níveis de piroclastos 
finos ou de paleossolos; 
 
Complexo do Touril, de idade Miocénica Superior a Pliocénica, é predominantemente 
formado por rochas sedimentares marinhas detríticas e carbonatadas, que no conjunto 
podem atingir os 100 m de espessura, nomeadamente argilas, siltitos, conglomerados, 
calcários e calcarenitos. Intercalados nesta série sedimentar ocorrem rochas 
vulcânicas, de fácies subaéreas na base e submarinas no topo; 
 
Complexo do Facho - Pico Alto, com uma idade Pliocénica, compreende três fases 
principais, no decurso das quais se dá a passagem gradual de uma actividade 
vulcânica submarina a subaérea. Este complexo é constituído por escoadas lávicas e 
piroclastos submarinos e subaéreos, assim como por intercalações de sedimentos 
marinhos na base, embora pouco frequentes; 
 
Formação de Feteiras, de idade Pliocénica, corresponde os produtos vulcânicos mais 
recentes da ilha de Santa Maria, representados por níveis de piroclastos, muito 
alterados na actualidade, emitidos a partir de três centros vulcânicos de spatter (Picos 
do Saramago, da Trevina e Piquinhos), e embora menos comuns, escoadas lávicas. A 
alteração observada nos piroclastos, que explica a intensa argilificação e o tom 
acentuadamente avermelhado, sugere a acção de um clima quente e húmido; 
 
Formações Plio-Pleistocénicas, são constituídas por níveis de areias de praia, com 
nódulos limoníticos, aflorantes entre os 140 m e os 200 m de altitude; 
 
Formações Pleistocénicas, correspondem a sedimentos correlativos das superfícies de 
abrasão marinha existentes no sector ocidental da ilha de Santa Maria. São 
representados por leitos finos de areias, conglomerados, calcaneritos fossilíferos e 
argilas, retomadas à Formação de Feteiras, que afloram entre os 5 m e os 120 m de 
altitude; 
 
Formações Holocénicas, correspondem aos aluviões, terraços fluviais, e depósitos de 
areias eólicas e de praia observadas nos lugares da Praia, de São Lourenço e da Maia. 
 
 
 
5.1.3 História Eruptiva 
A actividade eruptiva responsável pela génese da Formação dos Cabrestantes é 
contemporânea de um episódio transgressivo, em que o nível das águas do mar esteve 
cerca de 40 m acima do valor actual (Serralheiro e Madeira, 1990). Este episódio foi 
seguido por uma regressão que levou o nível médio das águas do mar cerca de 20 m 
abaixo da referência. 
 
As formações do Porto e dos Anjos foram ambas originadas por actividade vulcânica 
de carácter subaéreo. Numa fase tardia da formação do Complexo dos Anjos instalou-
se uma rede filoneana muito densa e, posteriormente, as deposições de lahars e de 
uma escoada lávica, observável na zona da Praia, marcam a passagem para o 
Complexo do Touril. 
 
A génese do Complexodo Touril é concomitante com a ocorrência de uma fase 
transgressiva, que explica o predomínio da série sedimentar de fácies marinha que 
caracteriza esta unidade. A ocorrência de actividade vulcânica submarina, ainda 
contemporânea desta transgressão, corresponde à fase mais antiga do Complexo do 
Facho - Pico Alto. A actividade vulcânica submarina concentrou-se em três centros 
emissores, nomeadamente no Pico do Facho, numa chaminé a 300 m a W da Rocha 
Alta e a N do Monte Gordo. Em resultado deste processo, podem observar-se rochas 
vulcânicas submarinas a uma altitude de 180 m, no Pico do Facho. 
 
Posteriormente, em função da maior altitude resultante do crescimento da ilha e da 
ocorrência de uma regressão, observou-se a passagem gradual para um vulcanismo 
subaéreo. Esta mudança gradual corresponde à segunda fase do Complexo do Facho - 
Pico Alto, a que se sucede uma fase terminal desta unidade, francamente de 
vulcanismo subaéreo, em que os centros emissores se localizam na metade oriental da 
ilha de Santa Maria, e os produtos emitidos ocupam todo este sector da ilha. 
 
A actividade vulcânica mais recente corresponde à Formação de Feteiras, de idade 
Pliocénica, não se tendo registado qualquer outro episódio posterior. A evolução 
posterior da ilha de Santa Maria resultou, essencialmente, das variações do nível de 
água do mar, que originaram as plataformas de abrasão marinha, a cotas diversas, 
cujos traços estão bem preservados na metade ocidental da ilha. 
 
5.2 São Miguel 
 
5.2.1 Geomorfologia e tectónica 
 
A ilha de S. Miguel estende-se ao longo de um eixo de direcção aproximada E-W, com 
um comprimento e largura máximos de cerca de 65 km e de 16 km, respectivamente, 
cobrindo uma área de 742 km2. Resulta da coalescência de diversos sistemas 
vulcânicos, alguns dos quais já extintos. Actualmente, de entre os vários sistemas 
activos na ilha, contam-se três vulcões centrais, e duas regiões dominadas por 
vulcanismo fissural basáltico (s.l.). 
 
Moore (1991a), no mapa geológico de S. Miguel, individualizou seis zonas vulcânicas 
distintas, designadamente Sete Cidades, Picos, Fogo, Achada das Furnas, Furnas e 
Povoação-Nordeste. Estas regiões correspondem a zonas geomorfológicas distintas e 
coincidem, aproximadamente, com a expressão espacial dos sistemas vulcânicos 
responsáveis pela edificação da ilha (Fig. 9). 
 
 
Figura 9 – Modelo digital de terreno da ilha de S. Miguel com as unidades 
vulcanológicas: 1 – Sete Cidades; 2 – Região dos Picos; 3 – Fogo; 4 – Região da 
Achada das Furnas; 5 – Furnas; 6 – Povoação-Nordeste (adaptado de Moore, 1991b). 
Coordenadas U.T.M., zona 26S. 
1 
2 
3 
4 
5 6 
 
De entre as várias formas e estruturas vulcânicas encontradas na ilha, os cones de 
escórias são os mais frequentes (Fig. 10), dispondo-se em aglomerados condicionados 
pela tectónica, dominada pela tendência regional ditada pelo Rift da Terceira (Fig. 11). 
 
 
Figura 10 – Principais estruturas vulcânicas da ilha de S. Miguel (dados de Gaspar et 
al., 1995; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Carmo et al., 2009, Carmo, 
em preparação). Coordenadas U.T.M., zona 26S. 
 
 
 
Figura 11 – Principais estruturas tectónicas da ilha de S. Miguel (dados de Gaspar et 
al., 1995; Queiroz, 1997; Wallenstein, 1999; Ferreira, 2000; Carmo, 2004; Carmo et al., 
2009; Wallenstein et al., 2004; Carmo, em preparação). Coordenadas U.T.M., zona 
26S. 
 
 
O extremo W da ilha é constituído pelo Maciço das Sete Cidades que ocupa uma área 
de cerca de 110 km2, tendo o ponto de cota mais elevada (874 m) no vértice geodésico 
do Pico das Éguas. Em termos morfológicos corresponde a um imponente vulcão 
central marcado superiormente por uma caldeira de forma aproximadamente circular 
(Fig. 12), com cerca de 5 km de diâmetro, definida por paredes abruptas subverticais, 
com alturas que variam entre 30 e 400 m. No interior da caldeira identificam-se 
diversos aparelhos vulcânicos (cones de pedra pomes, maars (s.l.) e domos) (Fig. 10) e 
quatro lagoas, duas das quais, a Lagoa Azul e a Lagoa Verde, comunicam entre si. 
 
 
 
Figura 12 – Vista aérea de SW da caldeira do Vulcão das Sete Cidades, onde se 
podem observar as lagoas Azul (junto à vertente N) e Verde (junto à vertente S) e 
algumas das formas vulcânicas edificadas no seu interior (fotografia de G. Queiroz). 
 
 
Limitado pelo mar em grande parte do seu perímetro, o Maciço das Sete Cidades 
coalesce a SE com o Sistema Vulcânico da Região dos Picos. É caracterizado por 
vertentes que apresentam uma inclinação média de cerca de 12º, aumentando até 18º 
junto ao bordo da caldeira em resultado da acumulação de grandes espessuras de 
depósitos piroclásticos emitidos a partir dos centros eruptivos intracaldeira. As formas 
vulcânicas que predominam nos flancos do vulcão central são os cones de escórias, 
observando-se, ainda, alguns domos no sector W. 
 
A erosão tem proporcionado o desenvolvimento de linhas de água profundamente 
encaixadas nas zonas de cota mais elevada, onde as espessuras de materiais 
piroclásticos, relativamente soltos e de fácil remobilização, são mais significativas. A 
periferia é caracterizada, de um modo geral, por importantes arribas vivas e arribas 
fósseis, com alturas médias da ordem dos 50 m. 
 
Os principais sistemas de fracturas que afectam o Maciço das Sete Cidades reflectem, 
naturalmente, o enquadramento geoestrutural do arquipélago (Fig. 11). Neste contexto, 
assume especial relevo o Graben dos Mosteiros, de direcção geral NW-SE, 
caracterizado por apresentar uma componente distensiva com significativa expressão 
cartográfica e interpretado como sendo um segmento emerso do designado Rift da 
Terceira. Esta estrutura regional atravessa a caldeira e prolonga-se para SE, 
determinando o posicionamento dos inúmeros cones de escórias que aí se encontram 
formando uma crista com a mesma direcção. Os factores de ordem estrutural explicam, 
aliás, a distribuição da maioria dos centros monogenéticos identificados nos flancos do 
aparelho principal. Para além dos cones de escórias associados à referida crista 
vulcânica de direcção NW-SE, admite-se que o alinhamento E-W definido pela 
disposição dos domos na encosta W do maciço corresponda à expressão superficial de 
um sistema de fracturas regionais/atlânticas profundas com esta orientação (Queiroz, 
1997). A intersecção de falhas de direcção NW-SE com falhas E-W poderá ter 
determinado a localização do centro poligenético das Sete Cidades. 
 
Entre o Maciço das Sete Cidades e o Maciço do Fogo, desenvolve-se a Região dos 
Picos, totalizando um comprimento de aproximadamente 23 km e uma área de cerca 
de 200 km2. Grande parte da sua extensão corresponde a uma área pouco elevada 
(Fig. 13), dominada pela presença de cerca de três centenas de centros emissores, 
principalmente cones de escórias gerados no decorrer dos episódios vulcânicos 
basálticos recentes. 
 
 
Figura 13 – Vista da Região dos Picos onde se destaca o relevo suave e pouco 
elevado, pontuado por diversos cones de escórias (fotografia de J. Pacheco). 
 
A maior concentração dos centros monogenéticos ao longo de um eixo longitudinal 
origina uma faixa central de relevo mais irregular, com distribuição de altitudes bastante 
variável. A zona centro, apresenta uma menor altimetria, estando o ponto mais elevado 
(485 m) situado no vértice geodésico da Serra Gorda, o cone de escórias mais 
proeminente de toda a região. No sector E, sobre o flanco W do Vulcão do Fogo, o 
ponto de cota mais elevada atinge o valor de 673 m. 
 
A partir do referido eixo central desenvolvem-se suavemente, para N e para S, até ao 
mar, vertentes com declives médios da ordem dos 2°, que aumentam 
progressivamente à medida que se caminha para as extremidades da área, chegando 
a atingir valores da ordem dos 8°, por força da influência dos vulcões centrais que a 
limitam a E e a W. 
 
A Região dos Picos é marcada pela presença de diversos alinhamentos de cones de 
escórias, dispostos segundo uma direcçãopredominante NW-SE (Fig. 10). 
Pontualmente identificam-se alguns maars, cones de pedra pomes e domos, estando 
estes últimos principalmente associados à actividade eruptiva do Vulcão do Fogo. Em 
resultado do vulcanismo basáltico dominante, a superfície topográfica desta região é 
fortemente marcada pela presença de extensos afloramentos de escoadas lávicas e de 
piroclastos de natureza basáltica (s.l.). Não obstante, nas zonas não afectadas por 
episódios vulcânicos basálticos recentes predomina a cobertura por produtos 
piroclásticos de natureza traquítica (s.l.), emitidos no decurso da actividade registada 
nos vulcões poligenéticos vizinhos. 
 
A distribuição espacial dos centros emissores e a orientação das fissuras eruptivas 
passíveis de se identificarem na Região dos Picos permitem constatar que esta é 
afectada por um sistema de fracturas dominante de direcção geral NW-SE, 
concordante com o sistema regional definido pelo Rift da Terceira (Fig. 11), 
constituindo dois alinhamentos vulcânicos principais, ou cristas vulcânicas, que seguem 
a mesma direcção tectónica (Friedlander, 1929; Zbyszewski, 1959). O conjunto situado 
mais a S engloba o alinhamento de cones de escórias existentes ao longo do eixo Pico 
das Éguas - Serra Gorda - Rosto de Cão e corresponde ao prolongamento para SE da 
zona de fractura que atravessa o Vulcão das Sete Cidades. 
 
A crista vulcânica localizada mais a N encontra-se bem definida no segmento 
compreendido entre o Pico da Arrenquinha e o Pico do Fogo. Para E deste cone de 
escórias, apesar do sistema de fracturas dominante manter a mesma direcção, os 
centros emissores apresentam uma maior dispersão e disposição segundo a direcção 
E-W, o que, segundo Ferreira (2000) parece traduzir a presença de um acidente 
tectónico com a mesma direcção associado a fracturas regionais/atlânticas profundas. 
Neste contexto, as fissuras eruptivas apresentam assim uma disposição em échelon 
direito. 
 
No centro da ilha de S. Miguel o Maciço do Fogo, também designado por alguns 
autores por Maciço de Água de Pau, materializa o maior dos três vulcões centrais 
activos da ilha. Com uma área de cerca de 133 km2, o Vulcão do Fogo é constituído 
por um conjunto de elevações que culminam no Pico da Barrosa, com o seu vértice 
geodésico a uma altitude de 947 m (Fig. 14) (Wallenstein, 1999; Wallenstein et al., 
2005). 
 
 
Figura 14 – Vista geral do Vulcão do Fogo, obtida do mar, ao largo da costa S da ilha 
de S. Miguel (fotografia de N. Wallenstein). 
 
Limitado a N e a S pelo mar, o Vulcão do Fogo coalesce a W e E com os sistemas 
vulcânicos da Região dos Picos e da Achada das Furnas, apresentando-se, naqueles 
limites, coberto pelos produtos mais recentes daqueles sistemas vulcânicos. Neste 
contexto, os limites geográficos entre os sistemas vulcânicos contíguos tornam-se 
difusos pois, na prática, nessa região os depósitos de ambos os sistemas intercalam-
se. 
 
A morfologia do Maciço do Fogo corresponde à de um vulcão central com caldeira, em 
grande parte ocupada pela Lagoa do Fogo. Embora apresente alguns sectores de 
aparente colapso, grande parte da actual depressão, com cerca de 3,2 km de diâmetro 
máximo e uma área aproximada de 4,8 km2, encontra-se limitada por bordos de 
crateras já apreciavelmente recuados pela forte erosão a que têm sido sujeitos (Fig. 
15). As suas paredes, com uma linha de cumeada muito irregular, apresentam 
desníveis, em relação à base da depressão, que variam entre os 370 m e os 10 m 
(Wallenstein, 1999). No seu interior, para além da Lagoa do Fogo, encontram-se três 
pequenos charcos na sua parte N, sendo um deles de existência sazonal. A Lagoa do 
Fogo, propriamente dita, define a zona mais profunda da caldeira, cuja forma é 
condicionada pela existência de, pelo menos, quatro centros eruptivos de cujas 
crateras ainda se reconhecem alguns vestígios. Dentro do perímetro da caldeira é 
ainda possível observar a existência de um cone de pedra pomes, na parte N, e de 
diversos domos lávicos instalados nas suas paredes (Wallenstein, 1999) (Fig. 10). 
 
 
Figura 15 – Vista geral da caldeira do Vulcão do Fogo, obtida de NW para SE 
(fotografia de N. Wallenstein). 
 
O Maciço do Fogo, com vertentes de declives que variam entre 3º, junto à base, e 13º a 
24º, na parte superior onde afloram imponentes e espessas escoadas lávicas de 
natureza traquítica (s.l.), apresenta-se intensamente sulcado por profundas linhas de 
água, esculpidas maioritariamente na sua espessa cobertura de depósitos piroclásticos 
de natureza traquítica (s.l.), cuja distribuição e orientação reflectem um nítido controlo 
estrutural. Tal facto é particularmente relevante na sua zona mais elevada, onde a área 
ocupada por vales profundamente encaixados é superior à dos interflúvios 
(Wallenstein, 1999). A linha de costa que limita o maciço, e consequentemente o 
Vulcão do Fogo, apresenta-se bastante diversificada, incluindo toda uma variedade de 
perfis, desde arribas vivas e arribas fósseis, com alturas superiores a 100 m, a zonas 
dominadas por escoadas lávicas com escassos metros de altura. 
 
A espessa cobertura de depósitos piroclásticos e o denso coberto vegetal constituem 
um importante óbice à cartografia das estruturas tectónicas no Maciço do Fogo. De 
facto, apenas é possível observar-se falhas, por vezes com pequenos deslocamentos, 
nas arribas costeiras e em certos vales. 
 
A direcção estrutural predominante, NW-SE a NNW-SSE (Fig. 11), é bem marcada no 
flanco N do vulcão pelo alinhamento de cones de escórias e domos lávicos, pela 
disposição de algumas linhas de água (Wallenstein 1999, Wallenstein et al., 2005), pela 
intensa actividade sísmica (Dawson et al., 1985) e pela existência de importantes 
descontinuidades de resistividade eléctrica (Gandino et al., 1985). Esta orientação 
corresponde à das falhas que limitam o designado Graben da Ribeira Grande, estrutura 
distensiva que segundo Muecke et al. (1974) apresenta um abatimento da ordem dos 
656 m, não tendo em conta a taxa de erosão, mas já retirado o valor relativo à subida 
do nível do mar nos últimos 18.000 anos. Trata-se de um sistema de falhas que 
atravessa a caldeira, condicionando a sua geometria, e se pode observar igualmente 
no flanco S do vulcão onde aparece a par com um importante conjunto de estruturas de 
direcção N-S. É de referir ainda a existência de alinhamentos de direcção NE-SW (Fig. 
11), alguns dos quais já postos em evidência por importantes descontinuidades de 
resistividade eléctrica (Gandino et al., 1985). 
 
Ainda segundo Gandino et al. (1985), o sistema NW-SE é de natureza regional e está 
ligado a estruturas profundas que atravessam todo o Maciço do Fogo. Na realidade, 
pode interpretar-se o Graben da Ribeira Grande como sendo a expressão subaérea de 
um troço do Rift da Terceira, à semelhança do verificado no Maciço das Sete Cidades 
(Queiroz, 1990 e 1997). 
 
A distribuição dos domos lávicos na zona central do maciço, em torno da caldeira, 
sugere que a implantação dos edifícios monogenéticos não é simplesmente 
condicionada por estruturas de carácter regional, traduzindo aqui a existência de um 
sistema de falhas circulares certamente associadas à evolução do Vulcão central do 
Fogo (Wallenstein, 1999, Wallenstein, et al., 2005). 
 
Entre o Maciço do Fogo e o Vulcão das Furnas estende-se a Região da Achada das 
Furnas que corresponde a um planalto com uma altitude média entre os 400 e os 500 
m, limitado a N e a S por arribas costeiras com alturas que variam desde poucos 
metros até cerca de 100 m. 
Do ponto de vista geomorfológico trata-se de uma área dominada pelas formas e 
estruturas vulcânicas características do vulcanismo fissural basáltico (s.l.), 
materializadas por numerosos cones de escórias (Fig. 10), com escoadas lávicas 
associadas, que se dispõem predominantemente ao longo das direcções estruturais 
WNW-ESE e NW-SE (Fig. 11). Muitos dos cones e respectivas crateras apresentam 
formas alongadas, em conformidade com as principais direcçõesestruturais e, nalguns 
casos, os aparelhos evidenciam fenómenos de rotura nos seus flancos, facto que pode 
ser atribuído à extrusão de escoadas lávicas e/ou a acções directamente relacionadas 
com fenómenos de natureza tectónica. 
Na região da Achada das Furnas encontram-se também alguns maars e domos. Neste 
contexto, destaca-se o centro eruptivo do Congro que corresponde à cicatriz de uma 
erupção freatomagmática e que, geomorfologicamente, representa um maar típico. A 
sua cratera é aproximadamente circular, com um diâmetro médio de 520 m, os flancos 
do aparelho exibem inclinações muito ténues, 3º nalguns locais, enquanto as paredes 
internas da cratera atingem os 63º e uma profundidade de aproximadamente 80 m 
abaixo da cota da superfície topográfica anterior à erupção. 
A E da Achada da Furnas, o Vulcão das Furnas corresponde a um edifício poligenético 
de forma irregular. A vertente W apresenta declives muito atenuados, em resultado da 
acumulação dos produtos da Achada das Furnas, enquanto a vertente E não tem 
expressão pois, coalesce com o Vulcão da Povoação (Fig. 10). A S, o vulcão estende-
se até ao mar e exibe um flanco que sofreu um intenso desmonte em consequência de 
fenómenos erosivos, eventualmente acelerados por acções de natureza tectónica. 
Actualmente, o vulcão é culminado por uma grande depressão onde se reconhecem 
duas caldeiras (Guest, et al., 1999) (Fig. 10, 16): uma caldeira antiga, de contornos 
parcialmente visíveis, e uma caldeira actual, instalada no seio da anterior, e cujas 
paredes cortam os materiais que preencheram a primeira. A cota mais elevada deste 
aparelho, da ordem dos 800 m, encontra-se no bordo N da caldeira, próximo do Salto 
do Cavalo. 
 
 
 
Figura 16 – Vista do interior do complexo de caldeiras do Vulcão das Furnas (fotografia 
de J. Pacheco). 1 – material de preenchimento da caldeira antiga, cortado pela parede 
da caldeira nova; 2 – bordo da caldeira antiga; 3 – cratera da erupção Furnas C; 4 – 
cone pomítico e domo da erupção de 1439/43(?); 5 – cone pomítico e domo da erupção 
de 1630. 
A caldeira antiga, com uma dimensão aproximada de 7 por 4,5 km, tem um perímetro 
bem definido a N e NE, seguindo, de um modo geral, a orientação imposta por 
sistemas de fracturas WNW-ESE e NNE-SSW. Nestas secções, a parede interior da 
caldeira atinge os 500 m de altura e corta várias escoadas lávicas do Complexo 
Vulcânico da Povoação-Nordeste. Estas paredes, com declives que atingem 34º, 
evidenciam uma intensa erosão expressa na densa rede de linhas de água 
profundamente entalhadas. 
A leste, o contorno da caldeira actual parece sobrepor-se parcialmente ao da caldeira 
antiga, encontrando-se a SE a escarpa desta, cortada transversalmente pelo vale da 
Ribeira Quente e significativamente mais abatida em resultado da actividade tectónica. 
A S e W perde-se novamente o contorno desta estrutura, devido a subsidências de 
natureza tectónica e à atenuação do relevo pela acumulação de produtos vulcânicos 
recentes. 
A caldeira actual tem aproximadamente 5,5 por 3,5 km e abriga um lago com cerca de 
2 km2 de superfície. As suas paredes estão bem definidas a W e NW, onde atingem 
declives de 59º, e acompanham, grosso modo, as principais direcções estruturais. 
No Maciço das Furnas encontram-se ainda diversos cones pomíticos e domos, 
localizados predominantemente no interior da actual caldeira, embora também se 
encontrem fora deste contexto, como o cone do Pico do Canário, na cumeeira da 
caldeira, ou os domos do alinhamento do Pico do Ferro, instalados sobre o material 
que preencheu a antiga caldeira. No interior da caldeira destacam-se alguns cones 
pelas suas grandes crateras, com diâmetros superiores a 1,5 km (cratera da erupção 
Furnas-C, onde se localiza a vila das Furnas (Both et al., 1978; Pacheco, 1995)) ou por 
1 
2 
3 
4 5 
terem associados domos traquíticos (s.l.) instalados no interior das suas crateras (ex. 
Pico do Gaspar e cone pomítico da erupção de 1630) (Fig. 16). 
Os principais sistemas de fracturas que afectam o Maciço das Furnas têm direcções 
aproximadas WNW-ESE e N-S a NE-SW (Fig. 11), ambos potencialmente activos, 
tendo afectado depósitos vulcânicos com menos de 3.000 anos. 
O sistema WNW-ESE, particularmente evidente na parede E da caldeira e no flanco W 
do vulcão central, apresenta movimentação vertical normal, possivelmente associada a 
uma componente de desligamento direito, como o indiciam os desvios de alguns cursos 
de água (Gaspar et al., 1995; Guest et al., 1999). As falhas de direcção N-S a NE-SW, 
bem expostas no flanco W e costa S do maciço, apresentam uma nítida movimentação 
vertical, tendo-se estimado rejeitos verticais, nalguns casos, superiores a 100 m (ex. 
vale da falha da Ribeira da Amora). 
Para além dos sistemas dominantes, Gaspar et al. (1995) e Guest et al. (1999) referem 
ainda a existência de falhas de direcção (1) E-W, coincidentes com a orientação de 
algumas linhas de água, a S da Lomba do Mosquito, e com o alinhamento de diversos 
focos de vulcanismo secundário e (2) NW-SE, materializadas pela direcção de 
paleovales preenchidos por espessos depósitos piroclásticos de fluxo. 
O extremo oriental de S. Miguel é formado pelo Complexo Vulcânico Povoação-
Nordeste. Segundo Moore (1990), este corresponde a um vulcão em escudo 
intensamente dissecado pela erosão, com profundas e extensas linhas de água, como 
é o caso da Ribeira do Guilherme, que corta espessas sequências de lavas, e 
caracterizado pela existência de importantes depósitos epiclásticos, resultantes de 
longos períodos de desmonte do edifício vulcânico. Apresenta, ainda, arribas muito 
altas e escarpadas. O ponto mais alto da ilha encontra-se neste maciço e localiza-se no 
Pico da Vara, com 1.108 m de altitude. 
 
Ainda de acordo com Moore (1990), a caldeira da Povoação é descentrada em relação 
ao maciço principal do Nordeste, coalescendo a ocidente com a caldeira do Vulcão das 
Furnas (Fig. 10). Esta depressão, com cerca de 6 km de diâmetro máximo ao longo da 
direcção E-W, apresenta-se menos dissecada pela erosão. É aberta para S, dada a 
destruição da sua parede neste sector, onde o mar já criou uma praia ao longo da linha 
de costa. Com esta configuração, esta grande depressão constitui-se como uma bacia 
hidrográfica evoluída, cujo curso de água principal recolhe água de todos os restantes 
sectores da caldeira em direcção ao mar. As arribas a E e W do sector destruído do 
bordo da caldeira são, por sua vez, tal como nas restantes arribas da zona oriental da 
ilha, bastante altas e escarpadas. 
 
No que concerne à tectónica, o Complexo Vulcânico Povoação-Nordeste é atravessado 
pelas direcções estruturais principais, NNW-SSE e WNW-ESE e por uma outra de 
menor expressão, NE-SW (Carmo, 2004; Carmo et al., 2005; Carmo et al., 2009). Estas 
orientações estruturais são observadas principalmente nas arribas, bem como em 
alguns afloramentos em estradas, com expressão em falhas e numa densa rede de 
filões 
 
5.2.2 Principais sistemas vulcânicos 
 
5.2.2.1 Vulcão das Sete Cidades – história eruptiva 
 
Erguendo-se cerca de 3.000 m a partir da profundidade média dos fundos oceânicos na 
Plataforma dos Açores, o Maciço das Sete Cidades começou a formar-se há várias 
centenas de milhares de anos. A transição da actividade submarina para um regime 
predominantemente subaéreo data, certamente, de há mais de 250.000 anos, tendo 
em atenção a idade de 210.000±8.000 anos B.P. obtida para as rochas aflorantes mais 
antigas (Moore, 1983). Num primeiro estádio, admite-se que este aparelho vulcânico 
possa ter constituído uma ilha perfeitamente individualizada. A sua união ao Maciço de 
Água de Pau apenas se deverá ter concretizado em resultado do vulcanismo basáltico 
da Região dos Picos. 
 
Tendo em conta a história eruptiva, Queiroz (1997) definiu uma escala estratigráfica 
para o Maciço das Sete Cidades (Fig. 17) composta por dois grupos principais. O 
Grupo Inferior corresponde à fase subaérea de edificação da estruturado vulcão 
central, antes de se ter iniciado a formação da actual caldeira. Durante esta fase a 
actividade foi essencialmente efusiva, com a produção de escoadas lávicas que variam 
em composição de basaltos (s.l.) a traquitos (s.l.). Os depósitos vulcaniclásticos, 
embora presentes, são menos significativos do que nas fases subsequentes da história 
eruptiva. Presentemente, as espessas sequências de depósitos desta unidade apenas 
se observam em algumas arribas costeiras e nas vertentes interiores da caldeira. 
 
O Grupo Superior, constituído pelas formações mais recentes, representa a evolução 
do vulcão central até à actualidade. É dominado pela formação da presente caldeira 
das Sete Cidades, cuja evolução está associada a três fases principais, com violentas 
erupções paroxismais, datadas de há cerca de 36.000, 29.000 e 16.000 anos (Queiroz, 
1997). Neste contexto, o Grupo Superior compreende seis unidades geológicas 
marcadas por sequências eruptivas específicas: 
 
 
 
 
Figura 17 – Escala vulcanoestratigráfica para o Maciço das Sete Cidades, de acordo 
com Queiroz (1997). 
 
A Formação do Risco corresponde ao primeiro episódio de formação da caldeira no 
decurso de uma erupção altamente explosiva ocorrida há cerca de 36.000 anos. É 
representada por ignimbritos e depósitos piroclásticos de queda, e revela uma 
composição inicial traquítica que diverge para termos finais intermédios. 
 
Membro da 
Pepom 
Membro do 
Cascalho Negro 
Formação das 
Lagoas 
Formação de Sta. 
Bárbara 
Formação das 
Lombas 
Formação da 
Bretanha 
Formação da Ajuda 
Formação do Risco 
~ 5.000 anos 
15.740 ± 200 anos (14C) 
28.750 ± 240 anos (14C) 
35.740 ± 810 anos (14C) 
G
ru
po
 S
up
er
io
r 
G
ru
po
 In
fe
rio
r 
A Formação da Ajuda reflecte a actividade vulcânica registada entre os 36.000 e os 
29.000 anos, compreende um vasto leque de depósitos vulcaniclásticos, produto de 
erupções de menor magnitude, que actualmente têm reduzida exposição e estão muito 
alterados. 
 
A Formação da Bretanha, datada de há aproximadamente 29.000 anos, inclui um novo 
episódio paroxismal responsável pelo alargamento da depressão inicial da caldeira 
para NW. O evento, marcado por uma clara inversão composicional entre os traquitos e 
os mugearitos, integra depósitos do tipo surge, depósitos piroclásticos de queda, 
brechas e ignimbritos. 
 
A Formação das Lombas corresponde ao período entre os 29.000 e os 16.000 anos, 
caracterizado por actividade vulcânica de menor magnitude gerada sobretudo no 
interior da caldeira. Engloba um conjunto de depósitos vulcaniclásticos indiferenciados, 
francamente alterados, que localmente intercalam com escoadas lávicas e que se 
encontram actualmente em raros afloramentos. 
 
A Formação de Santa Bárbara equivale ao último evento paroxismal, ocorrido há cerca 
de 16.000 anos, e está associada ao alargamento do sector NE da caldeira, dando 
origem à forma que actualmente apresenta. É constituída por surges, ignimbritos, 
brechas ignimbríticas e depósitos piroclásticos de queda, sendo predominantemente 
materializada por material juvenil de composição traquítica. 
 
A Formação das Lagoas engloba o período mais recente da actividade vulcânica, 
caracterizado por erupções predominantemente explosivas, que se estende desde os 
16.000 anos até à actualidade. Esta formação divide-se em dois membros - Cascalho 
Negro e Pepom, que representam estilos eruptivos distintos da actividade centrada no 
interior da caldeira. Os depósitos do Membro do Cascalho Negro têm carácter 
magmático dominante, enquanto no Membro Pepom os depósitos resultam 
essencialmente de actividade hidromagmática. De facto, a análise das características 
internas dos depósitos vulcânicos mostra que há cerca de 5.000 anos a actividade 
intracaldeira registou uma alteração dos estilos eruptivos (Queiroz, 1997). Verifica-se 
que desde essa data, deduzida a partir da posição estratigráfica relativamente ao nível 
de referência Fogo A, do Vulcão do Fogo (Walker e Croasdale, 1971), datado de há 
cerca de 5.000 anos B.P. (Booth et al., 1978), as manifestações vulcânicas passaram a 
apresentar um carácter predominantemente hidromagmático, passível de se atribuir a 
um maior desenvolvimento do sistema hidrológico subsuperficial, ou mesmo o 
desenvolvimento de lagoas no interior da caldeira. O Membro da Pepom inclui, assim, 
depósitos pomíticos, de cinzas e lapilli traquíticos, gerados no decurso de pelo menos 
17 erupções explosivas centradas na caldeira e ainda os produtos de erupções 
ocorridas nos flancos do vulcão central – piroclastos basálticos e escoadas lávicas de 
natureza basáltica (s.l.) (Queiroz, 1997; Gonçalves, 2006; Queiroz et al., 2008; Cole. et 
al., 2008). A última erupção na região das Sete Cidades foi um evento explosivo 
intracaldeira, datado de há cerca de 600 anos (Booth et al., 1978) que edificou o cone 
de pedra pomes da Caldeira Seca e deu origem a um depósito constituído 
essencialmente por cinzas pomíticas que cobriram predominantemente o flanco W do 
vulcão central (Cole et al., 2008). 
 
Não há registo de erupções vulcânicas históricas geradas em terra na região das Sete 
Cidades. No entanto, relatos históricos referem a ocorrência de três erupções 
submarinas nas proximidades da costa. A primeira deu-se em 1638, a cerca de 3 km 
da costa W das Sete Cidades, e terá durado aproximadamente 25 dias, envolvendo a 
emissão de cinzas negras e por vezes blocos, que construíram um pequeno edifício 
com 120 m de altura na parte emersa. Dada a natureza solta dos materiais 
constituintes, esta pequena ilha foi rapidamente erodida, tendo desaparecido por 
completo até ao inverno seguinte. Em 1811, no intervalo de quatro meses, ocorreram 
duas erupções submarinas de estilo semelhante, em locais distintos mas próximos da 
Ponta da Ferraria, na costa W do Maciço das Sete Cidades. A última deu-se em Junho 
desse ano e terá durado somente uma semana, período a partir do qual se passaram a 
registar exclusivamente nuvens de vapor e gases. Por outro lado, o cone resultante, ao 
qual foi dado o nome de ilha Sabrina, resistiu apenas até Outubro desse ano, face à 
acção erosiva do mar. 
 
Considerando a história eruptiva do Maciço das Sete Cidades, bem como aspectos de 
índole geoquímica e geofísica, admite-se a existência de uma câmara magmática, sede 
da diferenciação dos magmas extruídos no decurso das erupções geradas ao nível do 
vulcão central, geneticamente associados a erupções explosivas subplinianas, 
plinianas e hidromagmáticas. Neste quadro, os líquidos de composição mais básica 
acabaram por ascender através das fracturas, regionais ou radiais, que lhes permitiram 
contornar a zona de sombra definida pelo reservatório magmático, alimentando à 
superfície o desenvolvimento de eventos havaianos, estrombolianos e surtseianos. Em 
determinadas condições é natural que tais magmas basálticos sejam injectados na 
própria câmara magmática, perturbando os equilíbrios físico-químicos aí existentes e 
funcionando como agente desencadeante de erupções explosivas. 
 
O Maciço das Sete Cidades corresponde, provavelmente, ao vulcão central do 
arquipélago dos Açores com maior índice de actividade vulcânica nos últimos 5.000 
anos. De facto, durante este período o intervalo médio entre erupções explosivas 
intracaldeira de estilo dominante hidromagmático foi de 180 anos. Além dessas, há 
ainda a considerar as erupções havaianas/estrombolianas, ao nível das vertentes do 
vulcão central, e surtseianas, ao largo costa. 
 
5.2.2.2 Sistema Vulcânico da Região dos Picos – história eruptiva 
 
O Sistema Vulcânico da Região dos Picos é o mais recente da ilha de S. Miguel. Tendo 
em consideração a datação das rochas aflorantes mais antigas (Moore, 1991a), a sua 
emergência terá ocorrido há pouco mais de 50.000 anos, colmatando toda área 
submarina existente entre os vulcões das Sete Cidades e do Fogo. Na sua fase 
emergente o vulcanismo terá sido marcado por erupções submarinas, 
hidromagmáticas,passando progressivamente a uma actividade vulcânica subaérea do 
tipo fissural, predominantemente marcada por episódios eruptivos caracterizados por 
fases havaianas e estrombolianas. 
 
A inexistência de níveis de referência dificulta o estabelecimento de uma estratigrafia 
fina e uma reconstituição detalhada da história eruptiva deste sistema vulcânico, uma 
vez que os depósitos nele gerados apresentam uma fraca dispersão. A 
vulcanoestratigrafia do Sistema Vulcânico da Região dos Picos tem como critério a 
posição estratigráfica dos focos eruptivos e produtos vulcânicos, relativamente ao 
depósito Fogo A. Nestes termos, Ferreira (2000) considerou a divisão desta unidade 
geológica em duas subunidades: 
 
A Subunidade de Ponta Delgada, que inclui todos os centros eruptivos e produtos 
vulcânicos mais antigos, formados desde a fase de emergência até há 5.000 anos, e 
que evidencia maior expressão no sector S do sistema vulcânico, entre as Feteiras e 
Ponta Delgada; 
 
A Subunidade do Pinhal da Paz, que engloba todos os centros e produtos vulcânicos 
produzidos nos últimos 5.000 anos, distribuídos ao longo das duas cristas 
vulcanotectónicas que caracterizam o sistema, com particular incidência na que se 
desenvolve mais a N. Nesta subunidade é possível estabelecer relações estratigráficas 
com a actividade eruptiva registada no Vulcão das Sete Cidades, incluída no Membro 
da Pepom da Formação das Lagoas. Neste período mais recente Ferreira (2000) 
reconheceu a ocorrência de cerca de 30 erupções. 
 
Há a assinalar duas erupções históricas no Sistema Vulcânico da Região dos Picos. A 
primeira, localizada na área onde os sistemas vulcânicos da Região dos Picos e do 
Vulcão do Fogo se sobrepõem, ocorreu em 1563 no Pico do Sapateiro, ou Pico 
Queimado, como posteriormente veio a ser designado, e foi de natureza basáltica e 
estilo havaiano (Wallenstein, 1999), sucedendo a um evento sub-pliniano 
hidromagmático, traquítico, centrado na caldeira do Vulcão do Fogo (ver história 
eruptiva do Vulcão do Fogo). A segunda ocorreu em 1652, no dia 19 de Outubro, a N 
da Vila da Lagoa, no local actualmente designado por Pico do Fogo, e foi precedida por 
intensa actividade sísmica. A erupção desenvolveu-se a partir de três focos eruptivos 
alinhados segundo uma fissura de direcção NW-SE e envolveu um magma 
relativamente evoluído, de composição traquítica. Foi marcada por violentas fases 
explosivas de características vulcanianas, com emissão de espessas nuvens de cinzas 
e piroclastos de queda, possivelmente de natureza hidromagmática em determinadas 
fases, para além da extrusão de escoadas lávicas extremamente viscosas e, por 
conseguinte, de progressão limitada (Ferreira, 2000). A erupção terá durado cerca de 
oito dias, período durante o qual foram edificados três domos lávicos traquíticos. O 
impacto provocado na comunidade da época foi grande e qualificado de cataclismo. 
 
Apesar de se tratar da erupção subaérea mais recente da ilha de S. Miguel, este 
fenómeno foi ao longo dos tempos diferentemente localizado e interpretado por vários 
autores, sendo frequentemente atribuído a um outro centro emissor adjacente, muito 
recente, mas pré-histórico e de características eruptivas bem distintas (Ferreira, 2000). 
 
O Sistema Vulcânico da Região dos Picos, conjuntamente com o Vulcão das Sete 
Cidades, representa uma das zonas do arquipélago que evidenciaram maior actividade 
vulcânica nos últimos 5.000 anos. 
 
 
5.2.2.3 Vulcão do Fogo – história eruptiva 
 
O Vulcão do Fogo apresenta uma história eruptiva bastante complexa, cujo 
conhecimento será sempre incompleto, dada a inacessibilidade de grande parte dos 
materiais produzidos no decurso da sua actividade eruptiva. O acesso a informação 
sobre os tempos mais recuados da emissão e acumulação dos materiais que 
constituem a base do Maciço do Fogo só foi possível com a realização de uma 
sondagem realizada no flanco N do vulcão, em que uma lava submarina, recolhida à 
profundidade de 878 m, foi datada de há 280.000±140.000 anos B.P. (Muecke et al., 
1974; McGraw, 1976). Esta sondagem permitiu ainda identificar a transição do 
vulcanismo submarino para o subaéreo, a uma profundidade de 786 m, relativamente 
ao nível do mar actual, permitiu concluir que o Maciço do Fogo já conheceu o 
empilhamento de mais de 3.500 m de produtos vulcânicos até ao presente 
(Wallenstein, 1999), tendo em conta que o mesmo se eleva da designada Plataforma 
dos Açores, cuja profundidade média é de cerca de 2.000 m. 
 
A rocha mais antiga que aflora no maciço pertence a um domo lávico de natureza 
traquítica, datada por Moore e Rubin (1991) com uma idade de 181.000±15.000 anos 
B.P. Face ao exposto apenas se poderá afirmar que a edificação do Vulcão do Fogo 
terá ocorrido há mais de 200.000 anos (Wallenstein, 1999). 
 
No que concerne à sua estratigrafia, e não obstante a cartografia pré-existente 
(Zbyszevsky et al., 1958, 1959; Moore, 1991a,b), Wallenstein (1999) definiu o Grupo 
Superior e o Grupo Inferior, como as principais unidades estratigráficas do Vulcão do 
Fogo. 
 
O Grupo Inferior, que se formou há cerca de 40.000 anos, inclui na sua base a 
edificação da montanha submarina que constitui a base do vulcão, constituída 
essencialmente por escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.) emitidas a partir de 
centros eruptivos monogenéticos. Ultrapassada esta fase de construção do vulcão em 
escudo, e fruto da diminuição dos focos eruptivos, passaram a ocorrer fases 
explosivas, do tipo surtseiano, com a acumulação de piroclastos submarinos. Já no 
domínio da actividade eruptiva nitidamente subaérea, Muecke et al. (1974) 
reconheceram três grandes sequências de materiais vulcânicos separadas entre si por 
espessas unidades piroclásticas. Embora predominem, em todas as sequências, as 
escoadas lávicas de natureza basáltica (s.l.), a presença de materiais de natureza 
traquítica (s.l.) é indiciadora da existência de processos de diferenciação magmática no 
interior de reservatórios em profundidade, fruto do estabelecimento do sistema de 
fracturas segundo as principais direcções estruturais, facto que terá presidido ao 
princípio da construção do Vulcão central do Fogo. 
 
As escoadas lávicas e domos de natureza traquítica (s.l.) constituem a base aflorante 
do Grupo Inferior, no sopé das arribas das costas N e S do maciço, a que se seguem 
importantes sequências de depósitos vulcaniclásticos, de entre os quais se destacam 
alguns imponentes depósitos piroclásticos de queda e de fluxo, intercalados por outras 
escoadas lávicas, igualmente de natureza traquítica (s.l.). Destacam-se neste contexto, 
diversos afloramentos de um ou mais depósitos ignimbríticos, por vezes com fácies 
soldada (Moore, 1990, 1991a). A grande profusão de produtos de natureza traquítica 
(s.l.), com a ocorrência de escoadas lávicas observadas em cotas elevadas do actual 
maciço (750 m), e a aparente ausência generalizada de rochas de natureza basáltica 
(s.l.), observadas apenas na fase final desta grande unidade estratigráfica, levaram 
Wallenstein (1999) a admitir que o Vulcão central do Fogo já deveria apresentar, então, 
uma morfologia cónica típica de vulcões centrais explosivos, eventualmente com uma 
proto-caldeira. 
 
O Grupo Superior é constituído pelos produtos emitidos no decurso dos últimos 40.000 
anos, caracterizados por uma bimodalidade do quimismo e do vulcanismo, com (1) a 
edificação de cones de escórias e o desenvolvimento de escoadas lávicas de natureza 
basáltica (s.l.), nas suas vertentes, e (2) a ocorrência de erupções explosivas de 
natureza traquítica (s.l.) localizadas predominantemente no interior da caldeira, mas 
também nos flancos do maciço. Esta unidade estratigráfica é, assim, dominada pela 
existência de episódios eruptivos explosivos, com importantes fases dos tipos pliniano 
e sub-pliniano que marcaram a evolução do vulcão até ao presente e moldaram a sua 
morfologia actual, incluindo a formação e evolução da actual caldeira e das regiões 
circundantes.O contínuo abatimento do flanco N do maciço, no interior do Graben da Ribeira 
Grande, com o consequente aumento da capacidade erosiva e abaixamento das 
arribas da costa N, não permitiu, até à data, o estabelecimento de correlações 
estratigráficas claras dos depósitos das formações mais antigas entre os flancos N e S 
do vulcão (Wallenstein, 1999; Pimentel, 2004). Tal só foi conseguido para as unidades 
estratigráficas mais recentes que a Formação do Fogo A (Walker e Croasdale, 1971; 
Booth et al., 1978; Wallenstein, 1999; Pimentel, 2004) e pontualmente para a Formação 
da Ribeira Chã (Pimentel, 2004). 
 
Neste contexto, apresentam-se as formações cujas contribuições para a evolução 
recente do vulcão e actual forma da caldeira são melhor compreendidas, com especial 
destaque para a sequência de depósitos do flanco S (Fig. 18), para os depósitos da 
Formação das Lombadas e da Formação das erupções históricas, aflorantes 
essencialmente nas zonas de cotas mais elevadas e nos flancos N e E do maciço: 
 
A Formação da Roída da Praia representa a actividade que ocorreu entre mais de 
34.000 anos e os 8.000 a 12.000 anos e corresponde à actividade essencialmente 
explosiva que precedeu a formação da caldeira na sua forma actual, com a presença 
de importantes unidades de depósitos pirocásticos de queda e ignimbritos, intercalados 
com alguns depósitos de escórias e lahars. 
 
A Formação da Ribeira Chã corresponde ao testemunho de uma importante erupção 
paroxismal, ocorrida há cerca de 8.000 a 12.000 anos e que terá marcado, se não a 
fase inicial, pelo menos um evento de capital importância na forma da depressão que 
constitui a actual caldeira. Este evento eruptivo teve um final muito abrupto, com a 
ocorrência de escoadas piroclásticas que estão na origem de, entre outros, um 
ignimbrito soldado de grande expressividade junto à costa S. Para além deste, e do 
importante depósito de queda, importa referir os depósitos vulcaniclásticos 
indiferenciados que testemunham uma fase importante de desmonte do vulcão na fase 
final desta formação. 
 
 
Figura 18 – Sequência do Grupo Superior, no flanco S do vulcão, onde é possível 
observar depósitos das formações Roída da Praia, Ribeira Chã, Pisão e Fogo A 
(modificado de Wallenstein, 1999) 
 
 
A Formação do Fogo A engloba os depósitos da erupção vulcânica, que ocorreu há 
cerca de 5.000 anos no interior da caldeira, tendo-a alargado. Foi inicialmente 
identificada por Walker e Croasdale (1971) e, mais tarde, estudada por muitos outros 
autores (Booth et al., 1978, 1983; Bursik et al., 1992; Wallenstein, 1999; entre outros). 
Os seus depósitos são os que apresentam uma maior dispersão, de todos os 
estudados na ilha de S. Miguel, materializando o melhor nível de referência 
estratigráfica para a ilha. Representa um dos casos de estudo internacionais para os 
modelos de fases eruptivas do tipo pliniano, dada a concentricidade das suas isopacas 
e isopletas, resultantes das condições de vento durante a erupção. Esta começou por 
apresentar um carácter hidromagmático de curta duração, com produção de depósitos 
de cinzas finas, a que se seguiram diversas fases de carácter magmático, 
materializadas pela presença de depósitos de pedra pomes de queda, muito 
característicos, intercalados, inicialmente por actividade hidromagmática e, nas fases 
mais avançadas, separados por colapsos parciais da coluna eruptiva, materializados 
em depósitos de fluxo de baixa concentração de partículas (surges). A erupção 
terminou com a formação de um depósito ignimbrítico de grande expressão nos flancos 
do vulcão, com especial evidência no interior do Graben da Ribeira Grande, onde 
atinge, por vezes, espessuras superiores a 20 m. 
 
A Formação das Lombadas inclui os depósitos das erupções Fogo B, C e D, definidos 
por Booth et al. (1978), e representa a actividade do vulcão nos últimos 3.000 anos, se 
exceptuarmos a actividade histórica. Trata-se do testemunho de actividade mista 
hidromagmática e magmática, de pequenas erupções que deram origem a depósitos 
pomíticos de cinzas finas e pedra pomes de queda, cujos afloramentos se concentram 
no flanco N, com especial incidência na zona das Lombadas. A erupção Fogo B 
localizou-se no flanco N, enquanto que as erupções Fogo C e D ocorreram no interior 
da caldeira. 
 
A Formação das erupções históricas inclui os produtos das erupções que ocorreram 
desde o descobrimento e povoamento da ilha. Inclui duas erupções no ano de 1563 e 
uma em 1564 (Frutuoso, 1583?). A primeira destas erupções, teve lugar no dia 28 de 
Junho de 1563 e localizou-se no centro da caldeira (Frutuoso, 1583?; Walker e 
Croasdale, 1971; Booth et al., 1978; Wallenstein, 1999). Começou com uma importante 
fase de carácter hidromagmático, passando a uma fase magmática do tipo sub-
pliniano, com o desenvolvimento de uma importante coluna eruptiva que dispersou os 
seus depósitos pomíticos de natureza traquítica para a zona oriental da ilha. 
 
A 2 de Julho, apenas quatro dias após o início daquela erupção no interior da caldeira, 
uma erupção efusiva, de natureza basáltica, do tipo havaiano, teve lugar no então 
designado Pico do Sapateiro, um domo traquítico localizado no flanco N do Maciço do 
Fogo, a cerca de 3 km a SSW da freguesia da Ribeira Seca (Frutuoso, 1583?; 
Wallenstein et al. 1998; Wallenstein, 1999), numa região em que os sistemas do Vulcão 
do Fogo e da Região dos Picos se sobrepõem. A ascensão magmática fez-se ao longo 
de uma falha de direcção NW-SE que atravessa aquele pico e deu origem à emissão 
de duas escoadas lávicas nos dias 4 e 9 de Julho. A primeira correu para N e atingiu a 
freguesia da Ribeira Seca e, mais tarde, o mar, no extremo leste do areal de Santa 
Bárbara. A segunda correu mais de 2 km para SW, tendo atingido uns campos de trigo 
perto da zona designada como Boavista (Frutuoso, 1583?; Wallenstein et al. 1998; 
Wallenstein, 1999). 
 
A 10 de Fevereiro de 1564 terão ocorrido uma série de explosões freáticas no mesmo 
local da erupção explosiva de 1563 e, provavelmente ainda associadas àquela 
actividade eruptiva. Estas explosões freáticas estiveram, possivelmente, na origem de 
um ligeiro alargamento da cratera e da produção de lahars, que correram ao longo de 
linhas de água do flanco S do Vulcão do Fogo. É provável que as duas erupções de 
1563 estejam associadas à ascensão contemporânea de intrusões magmáticas, em 
que uma intersectou a câmara magmática do Vulcão Fogo, química e fisicamente 
zonada, desencadeando o mecanismo eruptivo explosivo intracaldeira, enquanto a 
outra ascendeu até à superfície, dando directamente origem à erupção efusiva do Pico 
do Sapateiro (Storey et al., 1989; Wallenstein, 1999). 
5.2.2.4 Sistema Vulcânico da Achada das Furnas – história eruptiva 
 
O Sistema Vulcânico da Achada das Furnas desenvolve-se sobre os flancos dos 
vulcões do Fogo e Furnas e os seus produtos intercalam com os depósitos desses 
vulcões. Trata-se de um sistema fissural basáltico, caracterizado pela presença de 
numerosos cones de escórias (Fig. 10) e onde prevalece a actividade eruptiva do tipo 
estromboliano, por vezes com fases havaianas. 
 
Não obstante a predominância do vulcanismo basáltico (s.l.), este sistema tem sido 
palco de algumas erupções de natureza traquítica (s.l.), de carácter 
predominantemente efusivo, tendo originados diversos domos que pontuam a região 
(Fig. 10). A interacção da actividade magmática com o sistema hidrológico local tem 
originado, ainda, algumas erupções freáticas ou freatomagmáticas, responsáveis pela 
formação de vários maars. De entre estes destaca-se o maar do Congro 
 
Tal como é característico de um sistema vulcânico fissural, a actividade eruptiva tem 
sido condicionada pela tectónica da região, o que se materializou nos diversos 
alinhamentos vulcanotectónicos visíveis na Achada das Furnas. 
 
Do ponto de vista estratigráfico, a região da Achada das Furnas encontra-se coberta 
por um manto de material pomítico com origem nas erupções mais recentes