A ocorrência de deslocamentos verticais da crosta na região do Algarve é evidenciada na morfologia por um longo empolamento de orientação geral E-W com cerca de 100 km de extensão, constituindo a «Serra Algarvia», que afecta a superfície de erosão poligénica da Meseta Meridional, talhada em formações predominantemente de xistos e grauvaques do Paleozóico (Feio, 1951, 1992).
Este empolamento dispõe-se, de modo geral, segundo um doma assimétrico com o flanco meridional mais inclinado, e engloba dois núcleos de levantamento separados pela depressão de S. Marcos-Quarteira, designadamente, o núcleo ocidental, onde se diferen- ciam as serras da Mesquita, Monchique (culminando a 903 m na Fóia) e Espinhaço de Cão, e o núcleo oriental, que corresponde à serra do Caldeirão (culminando a 589 m no vértice geodésico dos Pelados) (fig. 4.8).
Figura 4.8. Mapa sintético das principais estruturas activas no presente e a localização dos sismitos identificados
na região do Algarve. 1, falha provável; 2, falha com componente de movimentação inversa (marcas no bloco superior); 3, falha com componente de desligamento; 4, falha com componente de movimentação vertical de estilo desconhecido (traços no bloco abatido); 5, dobra antiforma. Falhas activas identificadas por letras, com a designação correspondente: A – Aljezur; B - Sinceira (A e B correspondem ao sistema de falhas S. Teotónio- -Aljezur-Sinceira-Ingrina); C – Martinhal; D – Barão de S. João; E – Espiche-Odiáxere; F – Lagos; G – Rib.ª de Odiáxere; H – Alvor; I – Portimão; J – Ferragudo; K – Sr.ª do Carmo; L – Relvas; M – Rib.ª de Espiche; N – Vale Rabelho; O – Baleeira; P – Albufeira; Q – Mosqueira; R – Oura; S – S. Marcos-Quarteira; T – Carcavai; U – Areias de Almansil; V – Faro; Y – S. Estevão; X – Loulé; W – Eira de Agosto; Z – S. Brás de Alportel. Cd, serra do Caldeirão; EC, serra do Espinhaço de Cão; M, serra da Mesquita. Hipsometria definida por curvas de nível a cada 100 m, com excepção da primeira, a 50 m (adaptado de Dias, 2001; Dias & Cabral, 2002b). Sismitos: 1, filão detrítico intrusivo; 2, filão neptuniano; 3, dobramentos convolutos; 4, estruturas em chama (adaptado de Dias, 2001; Dias & Cabral, 2002b).
4.4.1.2.1. Área ocidental
No sector ocidental, as serras da Mesquita e de Monchique desenvolvem-se como relevos residuais de resistência acima da morfologia planáltica regional que constitui a serra do Espinhaço de Cão; a primeira, alongada na direcção NW-SE e acentuadamente assimétrica, limita a NE o núcleo de levantamento ocidental, coincidindo com uma faixa de grauvaques e quartzitos da Formação da Brejeira, enquanto a segunda, com cerca de 16 km de compri- mento por 6 km de largura, coincide com os afloramentos de rochas ígneas neo-cretácicas do Complexo Alcalino de Monchique.
Este empolamento regional atinge o litoral SW algarvio, onde se expressa por um doma deformando um planalto costeiro de idade provável pliocénica superior, em Torre de Aspa (fig. 4.8), e se manifesta também pela presença de praias quaternárias levantadas e balança-
das (Dias, & Cabral, 1997a; 1997b). Nesta área, a morfologia planáltica conservada no topo dos interflúvios eleva-se desde o litoral, onde se encontra a cota de aproximadamente 120 m, para o interior, onde atinge uma altitude próxima de 400 m no sopé da serra de Monchique. A WSW de Monchique esta subida ocorre de modo contínuo, em rampa suavemente incli- nada sugerindo um basculamento regional, enquanto a SW e S de Monchique se processa por superfícies dispostas em escadaria, separadas por degraus morfológicos mais ou menos sinuosos (op. cit.).
A presença, em alguns locais a SW de Monchique, de retalhos de formações miocéni- cas marinhas assentando sobre o soco paleozóico arrasado (embora evidenciando uma paleotopografia com uma amplitude da ordem dezenas de metros), como por exemplo em Corte do Bispo (a cota entre 75 e 120 m) e Corte de Pere Jacques (aproximadamente 180 m), sugere que aqueles níveis de aplanação sejam poligénicos e próximos de uma superfície de transgressão miocénica anterior. Esta disposição, expressa por um esca- lonamento de superfícies sucessivamente mais altas para N, contactando por degraus sinuosos, poderia sugerir embutimento de níveis em relação com levantamentos cícli- cos sin- ou ante-miocénicos. Contudo, a subida contínua em rampa que se verifica a W, sendo incompatível com uma evolução regional policíclica, implica que o escalona- mento de patamares que se observa seja controlado localmente por falhas com diversas orientações (op. cit.).
Por outro lado, a presença de areias litorais, de idade provável pliocénica superior, em diversos locais nos retalhos planálticos, assentando directamente sobre o soco (como em Mosqueiro, a NW de Sagres, à cota de 120 m, e em Fonte Santa, a E de Aljezur, à cota de 346 m) ou preenchendo cavidades cársicas em calcários miocénicos marinhos (como em Corte de Pere Jaques, à cota de 180 m), sugere a ocorrência de um retoque erosivo durante o Pliocénico superior, próximo do nível do mar contemporâneo, o que implica idade posterior para os deslocamentos verticais.
Assim, pode inferir-se que as deformações verticais regionais afectaram uma super- fície de erosão poligénica de maneira diferenciada, de modo que (fig. 4.9) (op. cit.): 1) a superfície de referência subiu nalgumas áreas em rampa e noutras por degraus tectónicos controlados por falhas, 2) a mesma superfície sofreu, provavelmente, um levantamento máximo de aproximadamente 300 a 350 m desde o Pliocénico Superior, 3) os primeiros 200 a 250 m de levantamento ocorreram ainda no Pliocénico Superior ou já no Plistocé- nico Inferior, 4) os últimos 100 m de levantamento processaram-se desde então, como é testemunhado pela incisão da rede hidrográfica actual numa superfície de erosão situada aproximadamente àquela cota, e que se encontra embutida em níveis morfológicos mais altos.
Figura 4.9. Modelo proposto para os movimentos verticais da crosta na região de Monchique, desde o Mio-
cénico até à actualidade. 1, Quaternário; 2, Plio-Quaternário; 3, Tortoniano (e Messiniano?); 4, Langhiano (e Burdigaliano?); 5, maciço intrusivo de Monchique (Cretácico Superior); 6, rochas sedimentares mesozóicas; 7, substrato paleozóico; 8, falha (adaptado de Dias & Cabral, 1997a, 1997b, 2002b; Dias, 2001).
4.4.1.2.1. Área central e oriental
Na região central e oriental do Algarve o relevo mostra características diferentes (fig. 4.8). Na faixa meridional, correspondente à Bacia Algarvia, identificam-se inselberg desenvolvidos em calcários e dolomitos do Jurássico, que se elevam 100 a 300 m acima de uma morfologia suave de sopé, como por exemplo as elevações de Rocha da Pena (480m), Negros (475m), Rocha dos Soidos (467m), Rocha de Messines (349m), Rocha Amarela (314m), Cabeço da Areia (377m) e os relevos da Serra de Monte Figo (410 m, v.g. S. Miguel), entre outras.
Na morfologia de sopé reconhece-se algum escalonamento de superfícies onde se pre- servam escassos retalhos de rochas miocénicas, e onde ocorrem também afloramentos de sedimentos arenosos marinhos de idade pliocénica superior (Membro das Areias de Faro- -Quarteira, da Formação do Ludo) (Cachão et al, 1998; Moura, 1998; Moura & Boski, 1999,) até uma cota máxima de cerca de 120 m.
Esta disposição sugere uma evolução poligénica e aparentemente policíclica: a evolu- ção morfológica neogénica e quaternária afecta um paleo-relevo anterior à deposição dos sedimentos miocénicos que assentam sobre as superfícies de sopé, de onde já se destaca- vam inselberg, implicando a ocorrência de episódios sucessivos de agradação e de erosão. O último retoque de aplanação, essencialmente erosivo, terá ocorrido no Plistocénico Infe- rior, antecedendo a gliptogénese generalizada associada à descida relativa do nível de base geral ao longo do Quaternário.
A correlação desta morfologia na bacia com a superfície de erosão culminante desen- volvida sobre o soco varisco a Norte, que se encontra elevada a cotas de cerca de 550 m na serra do Caldeirão, ainda não está bem compreendida. Sugere, contudo, uma evolução mais complexa e um levantamento mais antigo (Pliocénico Inferior?) da serra do Caldeirão relativamente ao núcleo de levantamento ocidental descrito acima (Dias, & Cabral, 1997a, 1997b; Dias, 2001).
A passagem do maciço paleozóico à bacia situada a Sul faz-se, por vezes, por um ressalto morfológico que, nalgumas áreas, coincide com acidentes tectónicos, como a N de S. Brás de Alportel (fig. 4.8). Nestes casos fica geralmente a dúvida se o degrau topográfico corres- ponde a uma escarpa de erosão diferencial ou a uma escarpa tectónica, embora o contexto da evolução morfológica regional favoreça a segunda hipótese.