O arquipélago da Madeira - Governo Regional da Madeira

Transcrição

O arquipélago da Madeira
J. Mata1; P. E. Fonseca2; S. Prada3; D. Rodrigues4; S. Martins5; R. Ramalho6; J. Madeira7;
M. Cachão8; C. M. Silva9; M. J. Matias10
I. O arquipélago da Madeira no quadro da geologia atlântica
I.1. Posicionamento Geográfico-Geológico
O arquipélago da Madeira (30º-33ºN) ocorre no Atlântico oriental onde, conjuntamente
com os Açores, Canárias e Cabo Verde, constitui a Macaronésia (do grego makarón neseu ®
Ilhas Afortunadas). Correspondendo a somente cerca de 5.4% das terras emersas da Macaronésia, o arquipélago é administrativamente formado pelas ilhas da Madeira (737 km2),
Porto Santo (42 km2), Deserta Grande (10.3 km2) e Selvagem Grande (2.4 km2) e por alguns
ilhéus adjacentes aos principais edifícios insulares.
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) –
[email protected]
1 Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) –
[email protected]
2 3 Univ. Madeira; Centro de Estudos da Macaronésia – [email protected]
4 Univ. Madeira; Centro de Geologia da Universidade do Porto – [email protected]
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) –
[email protected]
5 6 Dep. Earth Sciences (Univ. Bristol/United Kingdom) – [email protected]
Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX)/Instituto D. Luís (IDL) – [email protected]
7 Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – mca
[email protected]
8 Dep. Geologia (Fac. Ciências/Univ. Lisboa); Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) – paleo.
[email protected]
9 10 Instituto Superior Técnico; Centro de Petrologia e Geoquímica
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1486 Geologia em Portugal
Figura 1. O Arquipélago da Madeira no quadro da geologia atlântica. O posicionamento das anomalias magnéticas é o proposto por Verhoef et al. (1991). A seta retrata a migração de idades desde os 67 Ma de Ormonde,
no Banco de Gorringe, até ao Holocénico na ilha da Madeira, por acção da pluma mantélica que se considera
responsável pelo alinhamento Ormonde, Ampere, Seine, Porto Santo e Madeira (Geldmacher et al., 2000; 2005).
PS: Porto Santo; D: Desertas; PAM: Planície Abissal da Madeira.
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Este conjunto de ilhas e ilhéus, agrupado no mesmo arquipélago é, no entanto, passível de subdivisão em dois grandes grupos se se tiverem em consideração características
geográfico-geológicas. Do ponto de vista geográfico refira-se a grande proximidade entre
a Madeira e Porto Santo (40 km) ou as Desertas (17 km), em oposição ao que se verifica
relativamente às Selvagens que se constituem como um caso individualizado deste conjunto,
situando-se 290 km a SSE da Madeira. Por outro lado, como há muito vem sendo realçado
(e.g. Morais, 1948; Ferreira, 1985), a instalação das ilhas que constituem o arquipélago em
causa processou-se em domínios morfo-estruturais algo distintos (Fig. 1). Na realidade,
o grupo Madeira–Desertas-Porto Santo (MDPS) situa-se em pleno domínio oceânico,
enquanto que as ilhas Selvagens se posicionam, tal como as ilhas Canárias, de que estão mais
próximas (»160 Km), num importante alto batimétrico que se alonga próximo da transição
entre os domínios oceânico e continental africano (e.g. Geldmacher et al. 2001; Krastel &
Schmincke, 2002). Também os dados geoquímicos permitem a individualização das Selvagens das restantes ilhas do arquipélago da Madeira e a sua integração na província vulcânica
das Canárias (e.g. Geldmacher et al., 2005; ver VI)
O grupo Madeira–Desertas-Porto Santo apresenta uma configuração radiada tripla, com
a Madeira orientada na direcção E-W, Porto Santo na direcção NE-SW e as Desertas na
direcção NNW-SSE. Note-se, no entanto, que mesmo neste grupo se podem estabelecer
dois subgrupos. Assim, enquanto que o facto de a isóbata dos 200 metros unir a Madeira
e as Desertas sugere, apoiado em semelhanças geológicas entre ambas, que as Desertas se
possam considerar como o prolongamento natural da Madeira, já o Porto Santo deve considerar-se como uma entidade individualizada do conjunto. De facto, esta ilha, que está
separada da Madeira por um canal onde as isóbatas descem até aos 2500 m, é bastante mais
antiga, caracteriza-se, em oposição à Madeira, por uma grande expressão do vulcanismo
submarino e apresenta uma litologia muito mais diversificada, consubstanciada na abundância de vulcanitos ácidos (Ferreira, 1985).
Madeira e Desertas têm vindo a ser consideradas (Geldmacher et al., 2000; Schwarz
et al., 2004; 2005) como a expressão de dois braços de rift intersectando-se segundo um
ângulo próximo de 110º na região da Ponta de S. Lourenço, na extremidade E da Madeira
(Fig. 2). Refira-se, também, a ocorrência no flanco Sul da ilha da Madeira, à longitude do
Funchal, de um alinhamento de cones vulcânicos submarinos (Crista do Funchal), com
diâmetros da ordem de 1.5 a 3 km e alturas até 600m (Klügel & Klein, 2006; Geldmacher
et al., 2006a).
Por outro lado, os edifícios vulcânicos cujos topos culminam na Selvagem Grande, Selvagem Pequena e ilhéus adjacentes formam um alinhamento NE-SW que, prolongando-se
até ao monte submarino Dacia, tem uma orientação próxima da patenteada pelas ilhas de
Fuerteventura e Lanzarote (Arquipélago das Canárias) e por alguns alinhamentos de montes submarinos descritos na região (Fig. 1).
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Figura 2. Grupo Madeira-Desertas-Porto Santo e batimetria da zona envolvente. As zonas de
rift estão marcadas de acordo com Geldmacher et al. (2000) e Schwarz et al. (2004). A posição
aproximada da Crista do Funchal é também indicada.
O Arquipélago da Madeira está situado na placa africana, mais concretamente, na região
intraplaca limitada a oeste pela crista média atlântica, a norte pela complexa estrutura Açores-Gibraltar e a sudeste pelo cratão oeste-africano (Fig. 1). A actividade sísmica de tal região é
baixa (e.g. Moreira, 1991) sendo, na maior parte dos casos, reflexo dos sismos que são gerados
na fronteira de placas Açores - Gibraltar ou nas falhas activas que retalham as plataformas
continentais oeste-ibérica e africana (Moreira, 1991; Carvalho & Brandão, 1991).
O posicionamento do grupo Madeira–Desertas-Porto Santo é limitado pelas anomalias magnéticas M16 e M4, enquanto que as Selvagens se posicionam próximo da anomalia
M25, significando que o conjunto das ilhas do arquipélago se terá implantado em regiões
onde a crosta oceânica terá idades entre » 125 e » 156 Ma. A região caracteriza-se por altos
valores de admitância (i.e. da razão entre os valores das anomalias do geóide e de profundidade) compatíveis com uma espessura litosférica da ordem da centena de quilómetros
(Cazenave et al. 1988), que está de acordo com o expectável, atendendo à idade da crosta
oceânica na região.
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A principal ilha do Arquipélago (Madeira) constitui o extremo meridional de dois
importantes alinhamentos fisiográficos. Para NNE, e por cerca de 1400 km, estende-se a
Crista Madeira-Tore englobando, também, Porto Santo e os montes submarinos de Dragon,
Lion, Josephine, Ashton e Tore. Para nordeste desenvolve-se, por cerca de 700 km, um outro
alinhamento que para além da Madeira inclui os montes submarinos de Seine, Unicorn,
Ampere e Ormonde (banco de Gorringe).
Este último conjunto de montes submarinos, alguns com topos aplanados interpretáveis
como importantes plataformas de abrasão que indicam a sua prévia condição insular, poderão ter funcionado como «stepping stones» durante a dispersão faunística que, no Terciário,
se terá processado da Península Ibérica para a Madeira. Tal explicaria, segundo Waldén
(1984), as afinidades europeias das formas endémicas de moluscos madeirenses, onde não
se encontram representados grupos de proveniência africana, não obstante a ilha se encontrar significativamente mais próxima do continente africano (≈ 600 km) do que da Ibéria
(≈ 900 km).
A cerca de 600 km para ocidente da Madeira, desenvolve-se, aos 5400 m de profundidade, a Planície Abissal da Madeira (≈ 68 000 km2). Trata-se de uma planície formada
essencialmente pela acumulação de turbiditos entre os quais se intercalam finas unidades
pelágicas. A deposição deste sedimentos (≈ 19 180 km3), que atingem espessuras superiores
a 400 m, ter-se-á iniciado no Cretácico inferior e as taxas de sedimentação terão variado em
função de factores climáticos e da importância da actividade magmática em áreas relativamente próximas. Os turbiditos ricos em materiais vulcânicos ter-se-ão originado preferencialmente na Canárias e, em menor grau, nas regiões de Great Meteor/Cruise e Madeira (e.g.
Lebreiro et al. 1998; Alibés et al. 1999).
I.2. Geocronologia
Em regiões em que, como nas ilhas vulcânicas em referência, não abundam formações fossilíferas, as datações isotópicas assumem um papel preponderante no desenvolvimento de
modelos vulcano-estratigráficos e no testar de hipóteses que invoquem a actuação de plumas mantélicas como causa da actividade magmática.
No Arquipélago da Madeira os primeiros trabalhos de geocronologia isotópica foram
realizados por Watkins & Abdel-Monem (1971) que, através do métofo K-Ar, dataram a
sequência lávica da Ribeira de Porto Novo (ilha da Madeira) e duas outras amostras colhidas na região central da ilha. Esta metodologia viria a ser utilizada pelos autores que, até
ao final da década de 90 do século xx, foram publicando datações isotópicas sobre estas
ilhas (Ferreira et al., 1975; 1988; Fèraud et al., 1984; Mata et al., 1995; Mata & Munhá,
1999). A partir de 1999 o método 40Ar/39Ar passa a ser privilegiado pelos que se ocuparam
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Figura 3. Quadro resumo das idades isotópicas publicadas relativas às ilhas do
arquipélago da Madeira, construído com base nos trabalhos citados no texto.
das formações vulcânicas (Ech-chakrouni et al., 1999; Geldmacher et al., 2000; 2001; Echchakrouni, 2004; Schwarz et al., 2005; Klügel et al., 2009). Refira-se que isótopos de carbono foram utilizados para datar as formações dunares de Porto Santo e da Madeira (Lietz
& Schwarzbach, 1971; Silva, 2003) e em carvões como forma de datar indirectamente um
evento vulcânico holocénico (Geldmacher et al., 2000). Os resultados estão sumariados
na Fig. 3 e permitem realçar:
1 – uma gama de idades para as formações lávicas de Porto Santo (18.8 – 10.2 Ma; Ferreira, 1985; Ferreira et al., 1988) significativamente maior à que vem sendo repetidamente
referida (14-11 Ma) por Geldmacher et al.(2000; 2005; 2006a);
2 – a antiguidade de Porto Santo relativamente ao conjunto Madeira-Desertas, o que
explica o relevo muito mais maturo de Porto Santo e o facto de aqui a parte emersa representar somente cerca de 0.1% do volume do edifício insular, em oposição ao que se verifica
na Madeira onde tal valor é ainda de cerca de 4.2% (veja-se Schmincke, 1982);
3 – o facto de, ao contrário do que indicam Geldmacher et al. (2000), a actividade vulcânica nas Desertas ser contemporânea da ocorrida na Madeira (veja-se Ech-chakrouni, 2004;
Mattielli et al., 2005; Ribeiro et al., 2005; Schwarz et al., 2005);
4 – o facto de, ao contrário do sugerido por Geldmacher et al. (2000), não ocorrer, na
Madeira, hiato na actividade vulcânica entre os 3.9 e os 3.0 Ma (veja-se Ech-chakrouni,
2004; Mattielli et al., 2005);
5 – a significativa gama de idades (> 20 Ma) que caracteriza a Selvagem Grande (Geldmacher et al., 2001) o que, em conjunto com os pronunciados hiatos na actividade vulcânica
(≈ 12 e 5 Ma), deve ser entendido, em parte, como resultado da muito baixa velocidade de
deriva da placa africana (≈1.2 cm/a).
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I.3 A Madeira como Ponto Quente
Não existem, à escala do Arquipélago da Madeira, trabalhos que, pela sua resolução, permitam avaliar de um modo pormenorizado a região em termos gravimétricos e da velocidade
de propagação das ondas sísmicas. No entanto a Madeira vem sendo explicada como resultando da actuação de uma pluma mantélicas.
Como referido, a Madeira constitui o extremo sudoeste da Crista Madeira-Tore. O facto
de tão importante acidente fisiográfico patentear uma estrutura linear, de a Madeira ser consensualmente considerada como um ponto quente (e.g. Burke & Wilson, 1976; Crough &
Jurdy, 1980) e de, para além da Madeira e Porto Santo, pelo menos também Josephine (Wendt
et al., 1976) e Dragon (Laugthon et al., 1960) serem de há muito considerados de origem
vulcânica, poderia indicar estarmos em presença do resultado da actuação, não instantânea,
de uma pluma mantélica que, tal como sugerido por Morgan (1982), Crough (1983) e Ferreira et al. (1988), teria na Madeira a sua expressão mais recente. Esta ideia é, em primeira
aproximação, apoiada pelo facto de Ferreira (1985) ter demonstrado a migração das idades
do vulcanismo, do Porto Santo para a Madeira e por a velocidade deste modo inferida para
a translação da placa litosférica ser semelhante à resultante da expansão a tlântica.
No entanto, e como inicialmente enfatizado por Mata et al. (1995), a análise dos dados
entretanto disponíveis não permite a aceitação de um tal modelo para a crista Madeira-Tore
(vejam-se também Mata, 1996; Mata & Munhá, 1999; Geldmacher et al. 2000; 2006b; Merle
et al., 2006). Na verdade:
1 – a orientação da Crista Madeira-Tore é quasi-paralela à das anomalias magnéticas
abissais, em oposição ao teoricamente previsível num modelo de pluma mantélica;
2 – a comparação das idades dos basaltos alcalinos ocorrentes nos montes submarinos de
Josephine (16 a 8 Ma) e Eric (3.6 Ma) (veja-se Wendt et al., 1976; Geldmacher et al., 2006b)
e na ilha de Porto Santo (18.8 a 10.2 Ma; Ferreira, 1988) não depõe a favor de tal hipótese
que, ao contrário do verificado, implicaria uma diminuição da idade do vulcanismo para
sudoeste;
3 – os dados gravimétricos de Peirce & Barton (1991) sugerem que, na região de Josephine, parte da Crista Madeira-Tore seja contemporânea da porção crostal onde se insere.
Estes autores interpretaram-na como uma crista assísmica conjugada da que, na margem
oeste do Atlântico, tem sido denominada de «J-Anomaly Ridge» (»122 Ma).
A Crista Madeira-Tore deve, portanto, ser considerada como uma estrutura compósita
não atribuível, no seu todo, aos efeitos da actuação de uma mesma pluma mantélica. Terá
sido inicialmente gerada ao longo do Rift Médio-Atlântico, pela interacção da pluma das
Canárias com o rift que à altura (Cretácico inferior) coincidiriam espacialmente. Foi pos-
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teriormente sede de vulcanismo alcalino cujas primeiras manifestações terão ocorrido no
Cretácico superior (104 Ma: monte submarino de Sponge Bob; Merle et al., 2006), tendo-se,
a actividade magmática, prolongado até ao Plistocénico (Geldmacher et al., 2006b).
Mata et al. (1995) e Mata (1996) deixaram implícito que o facto de o alinhamento
que, englobando a Madeira, se estende para NE passando por Ampere, ter uma orientação semelhante à direcção proposta por Holik et al. (1991) para a expressão superficial da
pluma mantélica das Canárias e, também, à direcção do alinhamento formado pelas Selvagens e o banco Dacia, poderia putativamente sugerir estarmos na presença do resultado da
actuação de uma pluma mantélica. Esta hipótese seria comprovada por Geldmacher et al.
(2000; 2005) e Geldmacher & Hoernle (2000) que, ao terem tido a oportunidade de dragar
os referidos montes submarinos, propuseram através da demonstração de uma nítida progressão de idades (40Ar/39Ar) e de uma certa coerência geoquímica, estarmos na presença
de um «hotspot track» que, estendendo-se por cerca de 700 km, retrata a actuação de uma
pluma mantélica durante um período de cerca de 70 Ma. A mais recente actividade vulcânica relacionada com esta pluma terá ocorrido na Madeira onde Geldmacher et al. (2000)
obtiveram idades 13C/12C da ordem de 6500 anos ou, de forma hipotética, em ambiente
submarino a SSW da Madeira onde Geldmacher et al. (2006a) posicionam actualmente o
eixo da pluma.
O referido «hotspot track» caracteriza-se por um espaçamento muito irregular de ilhas e
monte submarinos o que, aliado a períodos (até »30 Ma) sem indícios de actividade magmática é explicável admitindo um carácter intermitente de tal estrutura plúmica (Geldmacher
& Hoernle, 2000) e o facto de a grande espessura da litosfera a tornar menos vulnerável aos
efeitos da pluma. Esta caracterizar-se-á por um fluxo de flutuabilidade (1 × 103 kg.s-1) significativamente inferior ao que caracteriza, por exemplo, as plumas do Hawaii (8.7 × 103 kg.s-1)
e de Cabo Verde (1.6 × 103 kg.s-1) (Sleep, 1990).
Já para a origem das Selvagens se poderá invocar, baseados no seu posicionamento geográfico-geológico e nas suas afinidades químicas (Geldmacher et al., 2001; ver VI) o papel
da pluma das Canárias (Geldmacher et al., 2005). O «hotspot track» por esta desenhado é
menos bem definido que o da Madeira o que poderá, segundo estes autores, reflectir o previsível efeito da «edge driven convection» provocado pela proximidade do cratão africano.
Hoernle et al. (1995) demonstraram que a região oriental do Atlântico Central, onde se
inclui o Arquipélago da Madeira, se caracteriza em profundidade por significativa anomalia
de propagação de ondas S. Tal anomalia, apresentando forma tabular e uma ampla extensão
(2500 × 4500 km), desenvolve-se até profundidades da ordem de 500 km. Nesta perspectiva,
Mata et al. (1998) consideraram o grupo Madeira-Desertas-Porto Santo como o resultado
da actuação de uma estrutura plúmica consequente da destabilização de tal anomalia que,
a julgar pelos dados de tomografia sísmica (Grand, 2004; Montelli et al., 2006), poderá ser
alimentada por uma pluma mantélica profundamente enraizada no manto inferior.
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A ocorrência de várias estruturas plúmicas geradas por desestabilização da referida zona
anómala no manto superior poderia ser causa da ocorrência na região de outros alinhamentos vulcânicos (e.g. Canárias; veja-se também Abratis et al., 2002) e explicar, pelo menos
parcialmente, a muito dispersa actividade magmática que desde o Cretácico vem caracterizando esta região do planeta, tanto em ambiente oceânico como continental (e.g. Lustrino
& Wilson 2007; Miranda et al., 2009).
II. A ilha da Madeira: síntese geológica
II.1 Geomorfologia
A ilha da Madeira (737 km2) apresenta uma forma alongada aproximadamente segundo
E-W, direcção ao longo da qual se estende por cerca de 58 km. Corresponde, enquanto
entidade emersa, a somente 4.2% de um grande edifício vulcânico que terá uma altura de
aproximadamente 6 000 m um volume de 9.2 × 103 km3 (Shmincke, 1982).
Este atinge o seu ponto mais alto no Pico Ruivo de Santana (1 862 m), situado na região
central da ilha, à longitude do Funchal. Cerca de 35% da área emersa da Madeira possui
altitudes superiores a 1000 m, acima da cota 500 se situando 90% desta ilha (e.g. Mitchell-Thomé, 1979; Ribeiro, 1985) (Fig. 4).
Figura 4. Modelo digital de terreno da ilha da Madeira, com representação das curvas de nível
dos 500m e 1000 m. Cortesia de Uriel Abreu (veja-se Abreu, 2007).
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A referida orientação e o facto de os ventos predominantes provirem de nordeste (e.g.
Gaspar, 1984) determinam uma vertente norte caracterizada por valores médios de precipitação significativamente superiores aos verificados na encosta sul. A elevada pluviosidade
média anual desta ilha, que em certos locais atinge valores superiores a 3000 mm (e.g. Loureiro, 1984), explicar-se-á pelo facto de os ventos dominantes de nordeste serem bastante
húmidos, como consequência do seu trajecto sobre a corrente quente do Golfo (Ferreira,
1955; Nascimento, 1990).
A grande altitude média da ilha da Madeira, associada à relativa abundância de formações piroclásticas e à elevada pluviosidade, confere ao agente exógeno água uma grande
capacidade modeladora do relevo que é caracterizado por uma grande imaturidade. Na realidade, um dos aspectos mais característicos da geomorfologia madeirense, prende-se com
a profusão de vales profundamente encaixados por onde fluem as águas de ribeiras cujo
grande poder erosivo se explica, em parte, pelo carácter não raramente torrencial da pluviosidade (e.g. 55mm numa hora na região do Funchal em Fevereiro de 2010). Os cursos de
água são, no geral, curtos (< 10 km) e de orientação aproximadamente perpendicular à linha
de costa e, em alguns casos, a separação entre as cabeceiras de ribeiras, correndo para norte
e para sul, é extremamente reduzida (≤ 200 m).
O mais longo curso de água (ribeira da Janela) situa-se na parte ocidental da ilha, possuindo cerca de 22 km de extensão e constituindo, pela sua orientação, excepção à generalização anterior. Na realidade, se o seu troço inferior se apresenta com uma direcção (≈ N-S)
perpendicular à linha de costa, já a montante muda repentinamente a sua orientação, em
cerca de 65º, passando até à cabeceira, a ser próxima de N35W. Esta inflexão foi por Carvalho & Brandão (1991) explicada pelo prosseguimento do recuo da cabeceira por aproveitamento de uma eventual falha que, segundo Mata (1996), estará materializada por um dos
alinhamentos de aparelhos vulcânicos recentes na região do Paúl da Serra (veja-se também
II.2).
A rede hidrográfica apresenta indícios de uma extrema juventude que se traduz, por
exemplo, na reduzida importância da erosão lateral das vertentes e das capturas bem como,
em perfis longitudinais com declives acentuados que se observam mesmo nas ribeiras de
maior grau de maturação (Ribeiro, 1948; 1985). Os perfis transversais e longitudinais de
tais vales são grandemente variáveis, tendo Mitchell-Thomé (1979; 1985) demonstrado a
sua estreita dependência em relação às características mecânicas das formações entalhadas.
Os declives longitudinais e a verticalidade das paredes são menores em formações piroclásticas, ou lávicas profundamente alteradas, do que nos casos em que há predomínio de
mantos não meteorizados onde, como tal, a competência do maciço rochoso é maior. Nestes
casos existe tendência para os vales apresentarem perfis transversais em U.
Os grandes declives, tão típicos da morfologia madeirense originam, pela instabilidade
mecânica que conferem aos perfis de alteração, a abundância de substâncias amorfas e de
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esmectites mal cristalizadas que caracteriza os produtos da meteorização das rochas vulcânicas uma vez que, propiciando uma rápida evacuação dos materiais de alteração, não oferecem as melhores condições para a génese dos minerais das argilas (Romariz & Prates, 1986).
Note-se que a presença de tais substâncias amorfas está também condicionada pela natureza
da rocha mãe, uma vez que Furtado (1984) afirma, ter a sua formação, sido favorecida pela
presença de piroclastos finos. Os minerais de argila encontram-se bem desenvolvidos nos
solos, onde a sua composição está dependente quer da zonalidade altitudinal do clima, quer
de factores litológicos (Furtado, 1984; Furtado & Fonseca, 1991). Nas regiões mais secas
predomina a montmorilonite, enquanto que nas mais húmidas predomina a gibsite associada a minerais do grupo da caulinite
A acumulação dos materiais argilosos, em regiões de declive não muito abrupto, tem
propiciado condições para o aparecimento de movimentos de massa de tipo «creep» como
os estudados por Rodrigues & Ayala-Carcedo (1994) na região de Machico.
A frequente ocorrência de caulinite e de montmorilonite reflecte-se bem na composição
química das águas subterrâneas, como o demonstram os diagramas de equilíbrio químico
apresentados por Almeida et al. (1984).
Com base no quimismo das águas subterrâneas Van der Weijden & Pacheco (2003) estimaram uma taxa de denudação química de 37 ± 12g/(m2.a) o que se traduzirá num consumo anual de CO2 da ordem de 0.86 ± 0.38 mol/m2.
II.1.1. Curral das Freiras
Aspecto geomorfológico importante é o da existência, na região central desta ilha, de duas enormes depressões tendencialmente circulares (Curral das Freiras e Serra d’Água) cuja imponência,
traduzida, por exemplo, na existência de paredes verticais com cerca de 600 m de altura, as transformou em verdadeiras atracções turísticas. A mais espectacular e importante destas depressões
é a do Curral das Freiras que é drenada pela muito encaixada ribeira dos Socorridos.
Não obstante Mitchell-Thomé (1980) a considerar de origem vulcânica, a sua génese é
normalmente encarada como puramente exógena, sendo tal depressão encarada como um
grande circo de erosão talhado em formações pouco coerentes em região de elevada pluviosidade (e.g. Machado, 1965; Zbyszewski, 1971; Ribeiro, 1985; Carvalho & Brandão, 1991;
Mata, 1996).
Aceitando o carácter exógeno desta depressão fazemos, no entanto, notar que em nossa
opinião o factor determinante para a sua génese terá sido a ocorrência de grandes movimentos de vertente de que é exemplo o escorregamento rotacional que deu origem à plataforma
onde está instalada a povoação do Curral das Freiras e que corresponde ao topo de uma
grande massa rochosa deslocada. (Rodrigues, 2005; ver II.3)
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II.1.2. O Paúl da Serra
A parte ocidental da ilha apresenta como principal estrutura morfológica, a região planáltica do Paúl da Serra. Esta, com cerca de 17 km de comprimento e uma largura máxima de 6
km, tem uma área próxima de 25 km2 o que é de certa forma surpreendente se tivermos em
atenção a sua altitude média rondando os 1400 m e o carácter geomorfologicamente muito
imaturo de grande parte da ilha, que se traduz no seu relevo fortemente acidentado.
Regiões planálticas de menor importância ocorrem a oriente onde estão, tal como no
Paul da Serra, associadas a escoadas quasi-horizontais. É disto exemplo mais flagrante a
região de Chão de Balcões-Poiso-João do Prado, a sudeste do Pico do Areeiro. Estas superfícies, caracterizando-se por altitudes médias grosso-modo semelhantes poderão, em conjunto com a do Paúl da Serra, ser consideradas como retalhos de uma vasta zona planáltica,
o que parece corroborado pelo facto de os próprios cumes, na muito acidentada região do
Maciço Vulcânico Central, apresentarem, com algumas excepções notáveis, altitudes pouco
variadas e não muito distintas das verificadas no Paúl da Serra e demais superfícies planálticas (Ribeiro, 1985).
Tal planalto, que se desenvolveria ao longo do eixo topográfico insular, pode ser considerado como a superfície culminante do escudo achatado que a ilha formaria no dealbar do
que adiante denominaremos de «Fase matura» ou seja, numa altura em que, apesar do declinar da actividade magmática, os processos de erosão não tinham alterado de forma drástica
a morfologia vulcânica que, em amplos sectores da ilha, se manteria ainda quase intacta.
De facto, as escoadas lávicas tendencialmente horizontais que no Paúl da Serra e demais
regiões planálticas materializam tal planura, ainda que localmente possam estar separadas
das séries vulcânicas anteriores por superfícies erosivas (e.g. Mitchell-Thomé, 1979; Nascimento 1990; Geldmacher et al., 2000), mais não fizeram do que capear um edifício que na
sua região central já se caracterizava pela quasi-horizontalidade, dado ser essa a atitude geral
dos empilhamentos vulcânicos formados nas fases precedentes. Tal aspecto é, por exemplo,
perfeitamente observável na incisão provocada pela ribeira da Janela que permite uma visão
tridimensional da estrutura geológica da região do Paúl da Serra.
Daqui se conclui que o planalto do Paúl da Serra é uma superfície estrutural correspondente ao topo de um espesso empilhamento de produtos vulcânicos de estruturação quasihorizontal. Esta superfície plana deverá pois, e em oposição ao que é mais usual pensar-se de
tais formas de relevo, ser encarada como um testemunho da grande imaturidade do relevo
madeirense.
Refira-se que esta região bem como as zonas mais altas da ilha, na região central, estiveram submetidas, durante o Wurm, a um regime periglaciário (Ferreira, 1981) ou mesmo
glaciário (Brum da Silveira et al., 2006) como o demonstram a presença de formas e materiais de origem crionival.
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II.1.3. O Litoral
A ilha da Madeira é bordejada, em mais de 80% do seu perímetro, por bem marcadas arribas
caracterizadas por impressionantes alcantis que atingem, no Cabo Girão, os 580 m. Realce
merece, também, o facto de na parte ocidental da ilha, entre a Ponta do Pargo e a Ponta
do Tristão, se desenvolver uma arriba que, pela sua altura (> 250 m), extensão (≈15 km) e
carácter contínuo, só encontra paralelo, segundo Guilcher (1984), com o que se observa na
costa chilena.
O traçado da linha de costa apresenta-se claramente secundarizado visto só pontualmente se apresentar como resultante próxima de processos anamorfismo terrestre. Tal
secundarização poderá ter sido facilitada pela presença de acidentes tectónicos. De facto,
não raramente, a envolvente da linha de costa pode considerar-se rectilínea (e.g. Jardim do
Mar-Fajã do Mar; Ponta Delgada-S. Jorge; Ponta do Pargo-Ponta do Tristão) truncando formas ou estruturas de disposição variada, o que depõe a favor de uma morfogénese costeira,
pelo menos em parte, tectonicamente controlada (veja-se II.3).
As formas de acumulação costeira são escassas e, na maior parte dos casos, de origem
directamente dependente do desmonte das arribas. Refira-se a título de exemplo o desabamento verificado em Fevereiro de 1992 na arriba da Penha de Águia que originou, na base
desta, um depósito com cerca de 300 m de diâmetro e 1 800 000 m3 de volume (Rodrigues &
Ayala-Carcedo, 1994) (veja-se II.2). Raras são, também, as praias arenosas cujos exemplos
mais importantes se encontram na «Ponta de S. Lourenço». Aqui existem duas pequenas
ocorrências, com pouco mais de 100 m de extensão, caracterizadas pela presença de calcarenitos que, segundo Romariz (1971), patenteiam, em simultâneo, características marinhas
e eólicas.
Refiram-se as diferenças significativas entre as costas meridional e setentrional, tanto no
que diz respeito à parte emersa como à imersa.
No que respeita à parte imersa refira-se que, não obstante a semelhança de declives a profundidades abaixo da centena de metros, a costa meridional é orlada por uma plataforma
muito mais estreita do que o verificado a norte. Tal diferença é, como realçado por Carvalho
& Brandão (1991), particularmente evidente a leste do meridiano S. Jorge/Funchal para
onde referem, em relação à isóbata dos 100 m, distanciamentos da linha de costa de cerca
de 4 km a norte e 1.5 km a sul. Estes valores são significativamente inferiores aos verificados
para Porto Santo onde a isóbata dos 100 m chega a distanciar cerca de 14 km da linha de
costa (veja-se IH, 1974; 1990) o que se explicará pela maior idade desta ilha que, por isso, se
apresenta num estado de degradação muito mais avançado.
A citada dissimetria entre os litorais meridional e setentrional da Madeira foi explicada,
por Ribeiro (1985), pelo mais rápido recuo das arribas, a norte, o que poderá ser considerado consequência de uma maior dinâmica hidráulica, resultante da predominância seten-
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trional dos rumos eólicos. Em apoio desta hipótese, refira-se a maior frequência de ilhéus
e baixios na plataforma norte o que sugere um rápido recuo das arribas, acompanhado
pela libertação de relevos resistentes sobre uma plataforma rochosa relativamente pouco
profunda.
Curiosamente, no entanto, é na costa norte que se encontram as excepções mais evidentes ao carácter secundarizado da linha de costa madeirense que, localmente, apresenta uma
morfologia consequente de processos terrestres, neste caso dependentes quer da actividade
vulcânica (leques lávicos de Porto Moniz e Seixal), quer da ocorrência de grandes escorregamentos (e.g. Ponta Delgada).
Chama-se a atenção para o facto de parte da rede fluvial ter continuidade em vales submarinos que são possíveis de seguir pelo menos até cerca de 3400 m de profundidade (Giermann, 1967). Entre os casos documentados por estes autores refira-se, a título de exemplo,
o canhão da Ribeira Brava que, a 6 km da linha de costa, se caracteriza por uma largura de
1500 m e uma profundidade de 300 m.
II.1.4. O desenvolvimento do sistema de drenagem e da linha de costa: alguns
constrangimentos etários.
O «leque lávico» sobre o qual se instalou a vila do Seixal (0.40 Ma; Ferreira et al., 1975,
Mata & Munhá, 1999) corresponde à terminação das escoadas que, tendo preenchido o
fundo do vale suspenso onde corre a ribeira do mesmo nome, se derramou para o mar
tendo fossilizado a arriba e tendo-se constituído, tal como acontece em Porto Moniz,
como notável saliência arqueada no traçado geral da linha de costa setentrional. De igual
modo, o vale de S. Vicente (cerca de 5 km a ESE) foi parcialmente ocupado por derrames
de lava (0.91 Ma; Ferreira et al.,1975, Mata & Munhá, 1999). Estes, ao contrário do verificado no Seixal, já não condicionam a morfologia costeira visto que se encontram amputados por uma bem marcada arriba linear que, também entalha as formações enquadrantes
mais antigas (Fig.5).
Estes factos demonstram que a definição dos actuais traços gerais da linha de costa
se processou, nesta região da costa norte, em fase posterior à formação dos derrames de
S. Vicente (0.91 Ma), mas anteriormente às lavas do Seixal (0.40 Ma), o que aponta para a
sua evolução sincopada (veja-se também Mata, 1996; Mata, 2008). A julgar pelo facto de
o vale do Seixal se encontrar suspenso de cerca de 250 m sugere, para aquele período um
recuo muito significativamente mais rápido que o depois verificado até à actualidade.
Na costa norte é relativamente frequente a ocorrência de derrames lávicos que correram
em profundos vales preexistentes. Estão nestas condições os bem conhecidos exemplos dos
vales de S. Vicente (0.91 Ma), Seixal (0.40 Ma) e S. Roque (1.26 Ma) e, também, o caso
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Figura 5. Imagem da costa norte podendo observar-se o contraste entre as terminações das escoadas «pós-erosão» de S. Vicente e Seixal.
menos evidente do vale da ribeira dos Moinhos (0.38 Ma), entre Ponta Delgada e Boaventura (Ferreira et al., 1975; Mata & Munhá, 1999) . As idades de tais escoadas indicam a
existência, em amplo sector da costa norte, de um sistema de vales perfeitamente definidos
desde tempos anteriores a cerca de 1.3 Ma, cuja hierarquização não foi substancialmente
alterada até ao presente.
Tal não foi, contudo, a situação verificada em relação à costa sul. Na verdade, na costa
meridional, escoadas com idades que se escalonam até aos 0.74 Ma ocorrem nos interflúvios,
em situação que é, portanto, completamente distinta da verificada a norte. É, por exemplo, o
caso dos vales de Porto Novo e da Ribeira Brava para os quais existem datações de Watkins
& Abdel-Monem (1971) e Ech-chakrouni (2004). Tal sugere que o estabelecimento de uma
rede hidrográfica, de posicionamento semelhante ao actual, só se processou, na costa sul,
posteriormente a 0.74 Ma.
Estes factos sugerem que o declinar da actividade magmática se terá feito sentir primeiramente a norte o que permitiu tornar mais visíveis os efeitos dos agentes exógenos na
vertente onde, por coincidência, estes se caracterizariam por uma maior intensidade, dado
o regime de ventos (veja-se também Mata, 1996; Mata, 2008).
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II.2- Lineamentos tectónicos
Zbyszewski et al. (1975) chamaram a atenção para a existência, na região do Paúl da Serra,
de vários alinhamentos de cones vulcânicos relativamente recentes, provavelmente sublinhando a existência de uma rede de fracturas que teria condicionado a sua localização.
Este assunto seria posteriormente retomado por Nascimento (1990) e Mata (1996). Este
autor identificaria 4 famílias de alinhamentos de aparelhos vulcânicos (N125º, N25º, N145º
e N50º) tendo chamado a atenção para o facto de direcções similares se expressarem morfologicamente pelo traçado rectilíneo de alguns vales (ver também, Scheidegger, 2002), por
arribas litorais lineares (e.g. Ponta do Pargo-Ponta do Tristão), e, no caso da Ribeira da
Janela, por a direcção N145 ser relacionável com a brusca inflexão da direcção do vale fluvial
o que reforça a ideia da existência de famílias de fracturas com aquelas direcções.
Posteriormente, Fonseca et al. (1998a; 1998b) procederam à análise de imagem de satélite da Madeira tendo identificado cerca de uma centena de lineamentos com comprimentos
superiores a 1 km, totalizando cerca de 450 km (Fig.6).
Figura 6. Lineamentos na ilha da Madeira (Fonseca et al., 1998a; 1998b).
O maior deles (Lineamento Seixal – Machico), identificável numa extensão de 38.5
km e com uma direcção quase paralela ao alongamento da ilha (N108º), foi confirmado
por observações de campo como correspondendo a uma falha normal, com abatimento
do bloco norte e com uma expressiva componente de desligamento direito. A maioria das estrias observadas à escala do afloramento mostram componente oblíqua. Este
grande acidente tectónico é observável no terreno em vários locais expressando-se de
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Figura 7. Aspecto do términos ocidental (Quebrada Nova) da falha responsável pelo Linea
mento Machico-Seixal.
forma mais evidente na arriba litoral da Quebrada Nova, junto à foz da ribeira que aí
desagua (Fig.7).
A componente de abertura deste acidente em regime direito, está também expressa pelo
padrão cartográfico dos filões da região central da ilha. Com espessuras na maioria das vezes
superiores a 10 metros, estes filões apresentam direcções N150º compatíveis com uma abertura
de fendas escalonadas em regime direito. A observação de encraves de natureza ultramáfica
em alguns deles (Fonseca et al, 1999, 2000) é de alguma forma sugestiva de um enraizamento
profundo de alguns destes acidentes, o que é também sugerido pela emergência de águas com
teores de CO2 superiores a 2000 ppm e temperaturas próximas de 30º C em fracturas interceptadas pelos túneis da Encumeada e Machico-Porto da Cruz (Fonseca et al., 2000). Estes factos
apontam para a presença de sistemas vulcano-tectónicos activos na ilha da Madeira.
O conhecimento da localização exacta e da orientação destes grandes acidentes é de
grande importância do ponto de vista económico, sendo instrumento indispensável ao planeamento e projecto quer de grandes obras de engenharia (e.g. túneis rodoviários), quer de
captações de água. Refira-se o túnel de prospecção de água da Fajã da Ama onde se obtiveram caudais entre os 285 e 350 l/s na dependência de uma única zona de fractura (N80º) que
funciona como zona preferencial de fluxo subterrâneo (e.g. Fonseca et al., 2000).
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II.3. Movimentos de vertente
Numa ilha marcada pela extrema imaturidade do seu relevo, por uma elevada pluviosidade
média, por curtos períodos de intensa precipitação e por uma longa linha de costa caracterizada por alcantis, muitas vezes quasi-verticais, que atingem os 580m no Cabo Girão, os
movimentos de vertente desempenham um papel importante no modelar do relevo e têm
implicações importantes na vida das populações. Uma descrição exaustiva da tipologia de
movimentos de vertente na Madeira foi efectuada por Rodrigues 2005). Nos parágrafos que
se seguem daremos exemplos de movimentos de vertente que marcam a morfologia da ilha.
• Desabamentos na Penha D’Águia. A Penha d’Águia, na costa norte, constitui uma
impressionante arriba de cerca de 400m onde se observa uma alternância de finas escoadas
basálticas e materiais piroclásticos. Na sua base é bem visível um depósito resultante de
vários desabamentos originados pela erosão marinha do sopé da arriba. Em tempos recentes ocorreram dois grandes desabamentos. O primeiro ocorreu na noite de 1 de Fevereiro de
1992, provocando um abalo telúrico sentido pelas populações vizinhas. O depósito do desabamento formou uma plataforma com cerca de 300 m de diâmetro e com um volume aproximado de 1 800 000 m3. Em Março de 1993 ocorreu novo desabamento no mesmo local, se
bem que de menor dimensão. O evento de 1992 foi acompanhado de um tsunami. Outros
exemplos de tsunamis gerados desta forma foram os registados 1) em 1930 quando de um
importante desabamento no Cabo Girão e que causou 19 mortos em Câmara de Lobos, 2)
na Ponta do Sol, provocado por derrocadas no Lugar de Baixo, 3) no Machico em resultado
da avalanche rochosa ocorrida em 1891 nas Desertas (ver Rodrigues, 2002).
• Escorregamento da Achada do Curral. A grande depressão do Curral das Freiras
caracteriza-se por uma plataforma que se desenvolve à cota aproximada de 680 m sobre a
qual foi erigida a povoação do Curral das Freiras. Esta plataforma, localmente designada de
achada, corresponde ao topo de uma grande massa rochosa que, tendo sofrido um importante escorregamento, obstruiu inicialmente a Ribeira dos Socorridos (escorregamento-barragem). Estima-se que o volume deslocado tenha sido de aproximadamente 100 000 000 m3
e que após a sua instalação ocupasse uma área de 600 000 m2 (Fig.8). Esta massa rochosa foi
por sua vez afectada por escorregamentos secundários.
• Escorregamentos rotacionais na orla costeira. O carácter alcantilado da linha de costa
madeirense torna-a altamente instável do ponto de vista gravítico. Tal leva à ocorrência nas
zonas litorais de movimentos de vertente de tal forma volumosos que chegam a condicionar
o traçado geral da linha de costa. É exemplo mais flagrante o grande escorregamento rotacional sobre o qual foi construída a povoação de Ponta Delgada e que se expressa também
na batimetria. Ainda que não alterando o traçado da linha de costa merecem também referência os escorregamentos que deram origem ao Arco da Calheta e ao Arco de S. Jorge, aqui
tendo ocorrido um posterior evento a 20 de Abril de 1698, gerando o Arco Pequeno.
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Figura 8. Escorregamento rotacional no Curral das Freiras.
Rodrigues (2005).
• Fluxos de detritos ou lamacentos. São exemplo deste tipo de movimento de vertente desencadeados por elevadas precipitações e deslizamentos
superficiais (Rodrigues & Ayala-Carcedo, 2003)
os eventos ocorridos 1) em S.Vicente (1929) que
provocou 32 mortos, 2) em S.Vicente (2001) que
provocou 5 mortos e elevados prejuízos materiais
entre os quais os associados ao corte da via rápida
Funchal-S. Vicente, 3) na região do Funchal-Ribeira Brava (2010), originado por elevadíssima
precipitação no Maciço Central que atingiu os 79
mm numa hora (165 mm em 5 horas) no Pico do
Areeiro, tendo provocado mais de 40 mortos.
II.4. Hidrogeologia
Numa ilha como a Madeira com uma elevada densidade populacional (380 habitantes/km2)
e que tem no turismo a sua principal actividade económica (865 000 visitantes/ano) a água
é um bem precioso.
As águas subterrâneas constituem a maior e a melhor fonte de abastecimento de água na ilha
da Madeira, sendo a única durante o Verão. O volume anual de recursos subterrâneos consumido no abastecimento público, indústria, rega e produção de energia é de 185 000 000 m3.
A ocorrência, a circulação e o armazenamento da água subterrânea na Madeira apresenta especificidades decorrentes do carácter heterogéneo e anisótropo característico dos
meios insulares vulcânicos (Prada, 2000; Prada et al., 2005).
As principais zonas de recarga situam-se nas zonas mais altas da ilha, principalmente
nas de menor declive, onde a precipitação atinge valores elevados e as formações vulcânicas
são mais recentes e, em geral, mais permeáveis, como é o caso do planalto do Paul da Serra
(precipitação média de 2 700 mm/ano) e seu prolongamento para o Fanal, do Santo da Serra
e da área compreendida entre o Chão dos Balcões/Poiso/João do Prado (Prada, 2000).
Nestas zonas, o fluxo é predominantemente descendente, não saturado, originando
aquíferos suspensos em relação com níveis pouco permeáveis e de pequena extensão que,
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em certas condições morfológicas e estruturais favoráveis, originam nascentes. Quando os
níveis pouco permeáveis são extensos e espessos, funcionam como aquitardos, exercendo
drenância descendente constante para os níveis mais profundos. A eles estão associadas as
galerias com circuitos estabilizados, cujo caudal não varia ao longo do ano hidrológico.
A partir de uma certa profundidade entra-se na zona saturada limitada, superiormente,
por uma superfície freática e inferiormente por uma interface (água doce/água salgada),
cuja posição depende da configuração da superfície freática. A localização dos acidentes tectónicos assume grande importância uma vez que se tem verificado que a circulação subterrânea se faz, preferencialmente, na rede de fracturas a eles associada como se pode observar
na galeria da Fajã da Ama, nos túneis dos Tornos, do Norte e no da Levada do Seixal.
Considera-se que para além da precipitação directa sob a forma de chuva, principal fonte
de recarga dos aquíferos, existe, na Madeira, uma outra parcela de recarga, proveniente da
intercepção do nevoeiro na vegetação arbórea existente no interior da cobertura nebulosa
– a Precipitação Oculta (Prada et al., 2003; Prada, 2008; Prada et al., 2009). A avaliação preliminar do contributo da precipitação oculta para os recursos hídricos da ilha da Madeira
aponta para 40 627 815 m3/ano o que demonstra a importância da água do nevoeiro no
balanço hídrico da ilha e o papel fundamental da vegetação natural na captação e transformação da água das nuvens em precipitação útil (Prada et al., 2008). A vegetação além de
diminuir a velocidade das águas do escoamento superficial, e consequentemente a diminuição da erosão dos solos, tem a capacidade de captar a água líquida existente no nevoeiro e
que na sua ausência se perderia para a atmosfera.
O modelo hidrogeológico conceptual para a ilha da Madeira considera a existência de
dois tipos de aquíferos principais (Prada, 2000; Prada et al., 2005):
1 – Aquíferos suspensos, em altitude, relacionados com níveis impermeáveis como
tufos, escoadas alteradas, níveis de cozimento em paleossolos ou basaltos alterados e depósitos freatomagmáticos, caracterizados por águas mais frias, pouco mineralizadas (condutividades eléctricas entre 33 e 62 mS/cm), pH ácidos (5,5 a 5,7) e fácies frequentemente
cloretadas. Os caudais variam ao longo do ano hidrológico, consoante a recarga, chegando
mesmo, alguns deles, a esgotar.
2 – Aquífero de base, com características distintas consoante a série vulcânica presente.
Assim, nas unidades mais recentes, o aquífero caracteriza-se por fortes transmissividades
(1000 a 25 000 m2/d), gradientes piezométricos baixos (0,0003 a 0,0064) e águas medianamente mineralizadas (condutividades entre 100 e 500 mS/cm). Por outro lado, em formações mais antigas, na maioria, muito alteradas, onde se encontram basaltos argilificados e
piroclastos compactados e cimentados, o aquífero caracteriza-se por transmissividades mais
baixas (17 a 2263 m2/d), águas mais mineralizadas (condutividades que chegam a atingir
3300 mS/cm) e gradientes piezométricos mais elevados (em média 0,02). Em virtude do
vulcanismo na Madeira ser predominantemente do tipo fissural, o edifício vulcânico está
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intensamente atravessado por filões subverticais que o compartimentam. Daí resulta que o
nível de saturação geral da ilha não seja uma linha contínua, mas, sim, quebrada pelos filões,
com variações bruscas de potencial entre compartimentos contíguos.
A ligação entre a zona litoral saturada e a zona saturada do domínio de altitude que
define o aquífero de base faz-se através de um aumento rápido do gradiente do litoral para
o centro do maciço, devido:
• ao facto de as formações vulcânicas se tornarem progressivamente menos permeáveis
para o interior da ilha onde predominam formações mais antigas e mais alteradas;
• à existência de espessas e extensas formações sedimentares impermeáveis;
• ao progressivo aumento da quantidade de filões para o interior do edifício vulcânico
contribuindo para a diminuição da sua permeabilidade horizontal;
• ao facto de a recarga ocorrer, predominantemente, nas zonas altas e planas do interior
da ilha.
A captação da água subterrânea processa-se através de perfurações horizontais de grande
diâmetro (galerias e túneis) e verticais de pequeno diâmetro (furos), bem como do aproveitamento do caudal das nascentes através de um sistema de mais de 200 levadas que contornam a ilha numa extensão total superior a 1000 km.
As águas subterrâneas da Madeira caracterizam-se, em geral, por baixas mineralizações,
com condutividades eléctricas que vão desde os 33 até aos 501 mS/cm. A distribuição espacial da condutividade revela um aumento da mineralização das águas com a profundidade
e proximidade do mar, reflectindo, a crescente influência dos principais mecanismos mineralizadores das águas, a hidrólise dos minerais silicatados das rochas e a contaminação por
sais de origem marinha.
A maior parte das águas são águas frias, existindo um pequeno grupo de águas termais
emergentes em falhas, com características muito próprias, bastante distintas das restantes.
A maioria das águas possui pH superior a 7, indicando carácter alcalino. Apenas algumas águas das nascentes das cotas mais altas são agressivas. As alcalinidades das águas são
baixas, variando as suas médias entre 31,8 e 75,1 mg/l de Ca CO3. A maior parte das águas
das nascentes são brandas e as águas dos furos são pouco duras.
O sódio é o catião mais importante seguido do cálcio, do magnésio e, por fim, do potássio.
O bicarbonato é, na generalidade das águas amostradas, o anião mais importante, seguido
do cloreto e do sulfato.
Possuem concentrações de sílica da ordem dos 23,7 a 42,9 mg/l. Os mínimos dizem respeito a nascentes suspensas de altitude, onde a extensão da hidrólise é pequena, enquanto
os valores mais elevados de sílica correspondem a águas captadas em galerias e furos no
aquífero de base.
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II.5. Evolução da ilha da Madeira
Zbyszewski et al. (1974; 1975) apresentou a carta geológica da Madeira à escala 1:50 000 onde
se individualizaram 5 complexos vulcânicos como representativos de uma história geológica que começaria anteriormente ao Miocénico Médio. Esta idade baseava-se na presença,
no vale de S. Vicente, de calcários recifais atribuíveis ao Vindoboniano (e.g. Zbyszwewski
1971; Rhote, 1990) com base na associação de moluscos. Note-se que este critério não é
válido para o Neogénico, período para o qual se priviligia, para a definição da bioestratigrafia, o uso de foraminíferos planctónicos e de associações de nano-fósseis (Cachão, comun.
oral). Posteriormente, Ferreira et al. (1988) obteria uma idade de 5.2 Ma para uma escoada
subjacente a estes calcários, permitindo a atribuição destas rochas recifais ao Pliocénico.
Estes dados pemitiram, também, considerar a ilha da Madeira significativamente mais
recente do que o anteriormente aceite de forma unânime e considerá-la claramente posterior à vizinha ilha de Porto Santo (Veja-se I.2 e Fig. 3). Este ideia prevaleceu até aos nossos
dias, sendo de referir que a idade mais antiga até hoje determinada corresponde a 5.57 Ma
(idade 40Ar/39Ar obtida por Ech-chakrouni, 2004).
Posteriormente a Zbyszewski et al. (1974), e depois de alguns esboços a escala reduzida
consusbstanciando algumas críticas àquele trabalho (Mitchell-Thomé, 1976, Carvalho &
Brandão, 1991, e Alves & Forjaz, 1991), só em 2000 seria apresentada cartografia de índole
regional, abrangendo toda a ilha, a uma escala razoável (1: 100 000; Prada 2000). Esta autora
considerou a existência de 4 complexos vulcânicos nos quais se intercalavam duas unidades
sedimentares (ver também Prada & Serralheiro, 2000). Aquele trabalho de cartografia, realizado no âmbito de uma tese de Doutoramento, não seria alvo de uma publicação formal
pelo que é dificilmente acessível.
Mais recentemente têm sido dados à estampa trabalhos de cartografia de índole vulcanoestratigráfica relativos a áreas restritas (Ramalho, 2004, Ramalho et al., 2005 e Klügel et
al., 2009). Para além disso, desde 2002 têm decorrido trabalhos de cartografia geológica da
ilha à escala 1: 10 000, esperando-se para breve a sua publicação à escala 1: 50 000, (veja-se
Madeira et al., 2007; Brum da Silveira et al., 2008). Estes autores identificaram 7 unidades
estratigráficas englobadas em 3 complexos vulcânicos.
Simultâneamente vários autores têm efectuado datações isotópicas (Watkins & Abdel-Monem, 1971; Ferreira et al., 1975; 1988; Fèraud et al., 1984; Mata et al., 1995; Mata &
Munhá, 1999; Ech-chakrouni et al., 1999; Geldmacher et al., 2000; Ech-chakrouni, 2004;
Klügel et al., 2009). Estas datações permitem enquadrar as formação expostas entre os 5.6
Ma e os 7 ka. À falta de acesso fácil a uma cartografia vulcano-estratigráfica recente, estas
datações permitem em conjunto com os dados cartográficos existentes e a informação recolhida no campo, propôr um modelo de evolução vulcano-estratigráfica, simplificado, para a
parte emersa da ilha.
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Este modelo considera a existência de 3 etapas principais no desenvolvimento das formações emersas da ilha da Madeira (cf. Mata, 1996; Mata & Munhá, 1999):
Fase de emersão: > 5.6 a >2.5 Ma
Fase principal de escudo: 2.5 a ≈ 1 Ma
Fase matura: < 1 Ma
Não se afasta muito do proposto por Geldmacher et al. (2000) (Early Madeira Rift
Phase: > 4.6 a 3.9Ma; Late Madeira Rift Phase: 3 a 0.7 Ma; Posterosional Stage: < 0.7 Ma)
ou do adoptado por Ribeiro & Ramalho (2009) e de certa forma espelha, em versão menos
compartimentada, o proposto no trabalho de Prada & Serralheiro (2000) que considera
9 etapas.
II.5.1. Fase de emersão: > 5.6 a > 2.5 Ma
Correspondeu ao estádio em que o edifício vulcânico, que se tinha vindo a desenvolver submarinamente, alcança a cota zero e começa a ter expressão emersa, passando o vulcanismo
a processar-se em ambiente sub-aéreo.
As mais antigas rochas geradas durante este período encontram-se profundamente alteradas sendo, como é usual em outros regiões vulcânicas, atravessadas por uma densa rede
filoneana de idade variável, dado muitos dos filões corresponderem às condutas de alimentação das unidades posteriores. Segundo Geldmacher et al. (2000) predominam as estruturas filoneanas de orientação E-W que materializariam a direção de rift que condicionou o
desenvolvemento da ilha e a sua forma alongada nessa direcção.
Ainda que a presença de materiais vulcânicos submarinos não seja no geral referida (e.g.
Zbyszewski et al. 1974; 1975; Mata & Munhá, 1999; Geldmacher et al., 2000), Brum da
Silveira et al. (2008) consideram muitos dos materiais alterados acima referidos como de
origem hidro-vulcânica, o que levaria a considerá-los como os produtos vulcânicos culminantes do vulcão submarino.
Em fase de acalmia vulcânica e, consequentemente, de redução das hipotéticas condições anóxicas da água do mar provocadas pelo vulcanismo, ter-se-ão gerado os calcários
recifais dos Lameiros (vale de S. Vicente) que, estanto actualmente a uma cota de cerca
de 400 m, implicam, se aflorando in situ e se consideradas as curvas de variação eustática
do nível do mar (Miller et al., 2005), um movimento de soerguimento do edifício insular
superior a 300 m (veja-se Mata, 1996). Segundo este autor tal levantamento poderá ter sido
acompanhado de basculamento para sul, como o demonstrariam, entre outros, os factos
de a erosão ter atingido níveis mais profundos na fachada norte, a suave inclinação para
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sudoeste do planalto do Paúl da Serra e a existência de uma eventual tendência para uma
menor inclinação das escoadas em direcção ao mar, na costa norte em comparação com o
verificado a sul.
Suprajacentemente a estes calcários ocorre um espesso depósito de tipo lahar (conglomerado brechóide de Prada & Serralheiro, 2000) bem preservado nas imediações da Pousada dos Vinháticos (vale da Ribeira Brava) e no Vale de S. Vicente. Testemunha período
de intensa degradação do relevo e o facto de o edifício insular já então ter uma expressão emersa considerável. Chama-se atenção do facto de, como realçado por Mata (1996)
e Ramalho et al. (2003), existirem na sequência estratigráfica da Madeira vários depósitos,
não contemporâneos, deste tipo.
Para o final da fase de emersão, o vulcanismo torna-se indubitavelmente sub-aéreo
e progressivamente mais efusivo, como que antecipando a fase escudo principal que se
seguiria.
II.5.2. Fase principal de escudo: 2.5 a ≈ 1 Ma
Nesta fase (2.5 a 1.0 Ma) a produção lávica terá atingido o seu clímax com a geração de
espessos empilhamento lávicos (até 700 m) em que a presença de níveis piroclásticos é
claramente subordinada. O edifício vulcânico, consolidou-se enquanto entidade emersa
e atingiu, em termos de área, uma dimensão que pode considerar-se semelhante à actual,
se nos abstrairmos das variações eustáticas do nível do mar e dos efeitos da erosão do
litoral.
A atitude das escoadas sugere que as emissões de lava ocorrerram principalmente na
parte central da ilha ao longo do eixo topográfico com orientação E-W. Esta é também
uma das direções predominantes da densa rede de filões cartografada por Zbyszewski et al.
(1974) na parte centro-oriental da ilha. Alguns destes diques, ocorrendo na região do Pico
do Areeiro, foram datados por Fèraud et al. (1984) que lhes atribuíram idades entre os 1.81
Ma e os 0.96 Ma.
Data deste período a formação das lavas mais fraccionadas aflorantes na ilha da Madeira.
Refiro-me às rochas mugearíticas ocorrentes, entre outras, na região de Porto da Cruz (1.50
Ma; Mata & Munhá, 1999), onde, na zona do cais, assentam sobre sedimentos de tipo
lagunar O facto de a grande monotonia litológica que caracteriza as lavas madeirenses ter
sido quebrada pela erupção dos mugearitos, aponta para a existência, nesta fase, de câmaras magmáticas maiores e/ou de um maior tempo de permanência nesses reservatórios,
o que teria permitido uma maior eficácia dos processos de evolução magmática. Tal está
teoricamente de acordo com a maior importância que a actividade vulcânica teve entre os
2.5 e 1 Ma.
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Para o final desta fase, com o declínio da actividade magmática, a erosão tornou-se progressivamente o mais importante agente modelador do relevo, o que levou a um período de
intensa dissecação fluvial cujos testemunhos chegaram aos nossos dias. Um desses vales (S.
Roque) foi parcialmente preenchido por escoadas datadas por Ferreira et al. (1975) e Mata
& Munhá (1999) que lhes atribuíram idades 1.28 Ma e 1.09 Ma, respectivamente.
II.5.3. Fase Matura: < 1 Ma
O declinar da actividade magmática facilitou os processos erosivos que levaram ao estabelecimento de profundos vales por onde se escoariam, na costa norte, lavas posteriormente
formadas.
Caracterizou-se por actividade vulcânica que, pela sua expressão volumétrica relativamente reduzida, não teve grandes consequências em termos de área emersa da ilha. Tal
explicará, também, o facto de a morfologia anterior às profundas incisões talhadas pela
erosão no declinar da «fase de escudo principal», não mais ter sido reposta, não obstante
o produto de certas emissões lávicas posteriores se ter escoado pelos vales então formados
(e.g. S.Vicente: 0.91Ma e 0.18 Ma; Seixal: 0.40Ma; Ribeira dos Moinhos: 0.38Ma; Ferreira et
al., 1975; Mata & Munhá, 1999; Geldmacher et al., 2000).
Em algumas situações os produtos destas emissões capearam as morfologias existentes. Foi o que aconteceu no Paúl da Serra onde são também bem evidentes alinhamentos
de cones strombolianos anteriormente referidos. Idades 14C obtidas em restos vegetais
incarbonizados pela deposição de um tufo vulcânico emanado de um destes cones produziram valores em torno de 6.5 e 7.2 ka BP (Geldmacher et al., 2000). Refira-se ainda
a ocorrência na região do Funchal de cones strombolianos relativamente bem preservados (e.g. Pico da Cruz) que poderão pertencer ao alinhamento de cones submarinos que
formam a Crista do Funchal (veja-se Klügel & Klein, 2006; Geldmacher et al., 2006a;
Fig. 2).
Nesta fase geram-se, a partir de há cerca de 300 000 anos (Goodfriend et al., 1996),
os eolianitos aflorantes junto à Prainha (região do Caniçal) (ver também Grabham, 1948;
Zbyszewski et al., 1975; Ziehen, 1981; Brooke, 2001).
O facto de, mesmo em ilhas ocorrendo em regiões de rápida deriva litosférica, se observarem peíodos de quescência vulcânica superiores a 2.5 Ma (e.e. ilha de Niihau no Hawaii;
Clague & Dalrymple, 1987), de na Madeira as últimas erupções terem presumivelmente
ocorrido há cerca de somente 7 ka (Geldmacher et al., 2000) e de existirem algumas manifestações interpretáveis como tratando-se de actividade vulcânica secundária (II.2) não permitem a considerar a Madeira como uma ilha vulcanicamente extinta (e.g. Mata, 1996; Mata
& Munhá, 1999; Prada & Serralheiro, 2000).
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III. As ilhas Desertas: síntese geológica
As Desertas são constituídas por 3 ilhéus situados a sudoeste da Madeira (Ilhéu Chão:
0.5 km2, com forma tabular e uma altitude máxima variando entre os 70 e os 98 m; Deserta
Grande: 10.3 km2, com cerca de 10.5 km de comprimento, 1900 m de largura máxima e
479 m de altitude no seu ponto mais elevado; Bugio: 4 km2; com cerca de 7.5 km de comprimento, 900 m de largura máxima e 384 m de altitude no seu ponto mais elevado).
Constituem a parte emersa de uma crista submarina com cerca de 60 km de comprimento e uma orientação NNW-SSE que intercepta a extremidade leste da ilha da Madeira
(alongada na direcção E-W) segundo um ângulo próximo de 110º. De acordo com Geldmacher et al. (2000), Madeira e Desertas seriam a expressão de dois braços de um sistema
de rifts que teria sido gerado por um campo de tensões com compressão vertical, causado
pela ascensão magmática (ver também Vogt, 1974). O desenvolvimento do seu hipotético
terceiro braço teria sido inibido pela presença do mais antigo edifício insular de Porto
Santo.
Note-se, no entanto que, a julgar pelos dados geobarométricos de Schwarz et al. (2004),
os sistemas de câmaras magmáticas que alimentaram estes dois rifts terão sido distintos
o que sugere tratarem-se de dois sistemas vulcânicos independentes. Nesta perspectiva,
Schwarz et al. (2004) desenvolveram um modelo em que se considera o arquear da litosfera,
consequente da carga exercida pelos edifícios da Madeira e Porto Santo, como o causador,
na região de inversão flexural, de domínios caracterizados por stresses horizontais nulos,
que teriam facilitado a formação dos diques que alimentaram o magmatismo inicial das
Desertas, localizadas fora do eixo da pluma que gerou a Madeira. Este magmatismo, ocorrendo no flanco do edifício insular da Madeira resultou em distensão gravitacionalmente
induzida, que condicionou a formação de uma zona de rift que evoluiria para a crista que
por cerca de 60 km se estende na direcção NNW-SSE (Schwarz et al., 2005). A forma actual
desta crista reflecte também a ocorrência de grandes movimentos de vertente que contribuí
ram de forma importante para o carácter extremamente alcantilado que caracteriza a linha
de costa destas ilhas. Cite-se a título de exemplo o desabamento que ocorreu em 1891 e que
provocou a formação do «debris fan» onde actualmente se efectua o desembarque (Doca)
e onde se localiza o edifício do Parque Natural da Madeira (Rodrigues & Ayala-Carcedo,
1994).
O conhecimento que hoje se tem da vulcano-estratigrafia das Desertas deve-se essencialmente aos trabalhos de Zbyszewski et al. (1973) e, posteriormente, de Schwarz et al.
(2005). Estes últimos autores e, também, Geldmacher et al. (2000) e Ech-chakrouni (2004)
produziram um importante conjunto de datações 40Ar/39Ar que permitem atribuir a estas
ilhas idades entre 5.07 Ma e 1.93 Ma. Como se constata da Fig. 1 os três edifícios insulares
caracterizam-se por gamas de idades distintas.
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Geldmacher et al. (2000) chamou a atenção para o facto de as Desertas se terem gerado
durante um período de quiescência vulcânica da ilha da Madeira. No entanto estudos
geocronológicos posteriores, quer nas Desertas, quer na Madeira (Ech-chakrouni, 2004;
Schwarz et al., 2005) demonstrariam o contrário (veja-se também Ribeiro et al., 2005)
A sequência vulcano-estratigráfica preserva evidências de que actividade explosiva de
características freato-magmáticas foi predominante na base da sequência enquanto que
para o topo a actividade efusiva se foi tornando mais importante, produzindo quer empilhamentos de escoadas muito finas (< 0.5m) (escoadas lávicas de tipo 1 na fig. 9), quer
de escoadas com mais de 20 m (escoadas lávicas de tipo 2). Toda a sequência se encontra
profundamente intruída por uma densa rede filoneana sub-vertical que tem a particularidade de se caracterizar por azimutes (≈ 145º) claramente distintos do da crista das Desertas
(≈ 163º), definindo um arranjo em «échelon» (Klügel et al., 2005). Tal teria resultado,
segundo estes autores, da existência de tensões cizalhantes geradas pelo efeito da carga exercida pelos edifícios insulares sobre o substrato crustal.
Figura 9. Mapa vulcanológico da Deserta Grande e colunas estratigráficas das 3 ilhas Desertas,
segundo Schwarz et al. (2005).
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IV. A ilha de Porto Santo: síntese geológica
IV.1- Introdução
A ilha de Porto Santo, com uma área emersa de 42 km2, situa-se a somente 40 km da Madeira
mas destaca-se desta claramente pelas suas características fisiográficas. De facto, enquanto
que em Porto Santo se atinge a cota máxima aos 517 m (Pico do Facho), na Madeira cerca de
90 % da área emersa encontra-se acima dos 500 m (Ribeiro, 1985) e o seu ponto culminante
ocorre aos 1862 m (Pico Ruivo). Tal diferença reflecte a menor dimensão e a morfologia
bastante mais arrasada de Porto Santo como consequência do facto de nesta ilha as últimas
erupções terem ocorrido há cerca de 10 Ma (Ferreira, 1985), i.e. anteriormente à formação
das mais antigas rochas aflorantes na Madeira (5.57 Ma; Ech-chakrouni, 2004; Feraud et al.,
1981). Neste contexto não é de estranhar que as principais elevações da ilha de Porto Santo
(e.g. Pico do Facho, Pico Branco, Pico da Juliana) sejam no essencial formas erosivas, constituindo relevos de resistência esculpidos em rochas magmáticas maciças de composição
intermédia a ácida.
A mais baixa altitude média de Porto Santo explicará o facto de, não obstante a sua
proximidade relativa à Madeira, possuir um clima muito distinto onde a pluviosidade
média anual é muito baixa (< 400 mm), pelo que a ilha apresenta características morfológicas afins das regiões de clima sub-árido, com excepção de alguns pequenos sectores de
arriba virados a norte (e.g. Terra Chã). É característico deste tipo de clima o desenvolvimento de abarrancamentos («bad-lands»), em que os cursos de água apresentam regime
de «oued», encontrando-se secos a maioria do ano (e.g. Carvalho & Brandão, 1991). Tal
como na ilha da Madeira, a plataforma submarina é muito assimétrica em resultado dos
ventos dominantes de NE, sendo significativamente mais extensa a norte onde se registam
distâncias até 12 km entre a isóbata dos 100 m e a linha de costa. Este valor é cerca de 3
vezes superior ao que se verifica na mais recente ilha da Madeira o que explicará, segundo
Mata (1996), a mais significativa expressão volumétrica dos eolianitos (calcarenitos) de
Porto Santo aos quais foram atribuídas idades, com um largo espectro, entre cerca de
13 500 e 32 000 anos por Lietz & Schwarzbach (1971). Estes depósitos, cobrem actualmente cerca de 1/3 da ilha.
IV.2- Vulcano-estratigrafia e estratigrafia
O conhecimento que actualmente se tem da vulcano-estratigrafia da Ilha de Porto Santo
deve-se essencialmente à Carta Geológica na Escala 1/25 000 publicada por Ferreira &
Neiva, (1996) (Fig.10).
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Figura 10. Mapa geológico da ilha de Porto Santo, simplificado e adaptado de Ferreira & Neiva (1996) e
Schmidt & Schmincke (2002).
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Desta ressalta que na ilha de Porto Santo as rochas vulcânicas submarinas são volumetricamente mais importantes que as de origem subaérea, fazendo desta ilha um local apropriado para o estudo da passagem, em edifícios vulcânicos oceânicos, da fase de montanha
submarina ou de proto-ilha à fase de ilha (Schmidt & Schmincke, 2002).
Os dados radiométricos obtidos para as rochas vulcânicas submarinas, revelam que estas
se formaram maioritariamente no Miocénico inferior, época durante a qual se desenvolveu como vulcão-escudo submarino que veio a dar origem à ilha. As determinações K-Ar
de Ferreira (1985) e Ferreira et al. (1988) e os dados de Ferreira & Neiva (1996) permitiram atribuir-lhes idades variando entre os 18.8 e os 13.5 Ma. Estes autores consideram que
durante esta fase tenha existido a norte um importante centro eruptivo que teria funcionado
como fonte emissora de escoadas ácidas, e dos hialoclastitos montmorilonitizados (palagonitos) que têm forte expressão volumétrica na região nordeste (Ferreira et al., 1988). Esta
fase eruptiva foi interpretada por Schmidt & Schmincke (2002) como correspondendo aos
derradeiros eventos de construção de uma montanha submarina (seamount) antes de emergir como ilha (Fig.11).
Figura 11. Aspecto de uma lava em rolo ou em almofada (pillow lava), na região do Zimbralinho.
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A partir dos 14.5 Ma, coexistiram manifestações vulcânicas submarinas e subaéreas,
correspondendo ao período em que a ilha, de forma diferenciada, foi emergindo, no que
foi designado por fase de ilha emergente (Schmidt & Schmincke, 2002). Os vulcanitos sub
aéreos tornaram-se progressivamente dominantes (a partir de há cerca de 13.5 Ma), tendo
as últimas erupções desta fase ocorrido aos 10.2 Ma, quando da formação da chaminé do
Pico da Juliana. Posteriormente, a actividade vulcânica está apenas representada por rochas
filonianas básicas com cerca de 8.3 Ma, não se encontrando preservadas extrusões correlativas. A gama de idades obtidas por Ferreira (1985) e Ferreira et al. (1988) abrange os valores
obtidos por Fèraud et al. (1981) e Geldmacher et al. (2000), sendo significativamente mais
ampla do que o intervalo de idades (14 a 11 Ma) que vem sendo repetidamente atribuído a
Porto Santo por estes autores (e.g. Geldmacher et al., 2005).
A transição das fácies submarinas a subaéreas é bem visível na região nordeste da ilha,
particularmente ao longo das arribas, e na ribeira da Serra de Dentro e seus tributários.
Na verdade, aqui aflora um variado conjunto bimodal de rochas de composição basáltico-havaítica e traquítica que apresenta características submarinas na base e subaéreas para o
topo. Nesta região são também visíveis, intercaladas nas sequências vulcânicas, afloramentos de rochas sedimentar essencialmente conglomerática e recifal, correspondentes a 2 dos
4 níveis definidos por Ferreira & Neiva (1996) em Porto Santo.
Do ponto de vista sedimentar, Porto Santo possui duas unidades principais, uma mais
antiga (Miocénico médio), contemporânea da actividade vulcânica, associada sobretudo à
fase de transição de vulcanismo submarino para subaéreo, aflorante devido à acentuada
gliptogénese da ilha, e uma outra, mais recente (Plistocénico), gerada em ambiente sub
aéreo.
O primeiro conjunto de rochas sedimentares, miocénicas, ocorre geralmente sob a forma
de calcários ou biocalcarenitos fossilíferos, bioedificados (e.g. estruturas recifais do Ilhéu da
Cal) ou bioclásticos costeiros. Estes depósitos podem apresentar-se como níveis de antigas
praias marinhas, de reduzida extensão lateral, representados por conglomerados de seixos
rolados de basalto onde se podem, ou não, encontrar blocos ex situ de corais e outros elementos fósseis rolados (e.g. junto à entrada principal do campo de Golfe). São igualmente
notáveis o desenvolvimento e concentração de rodólitos (e.g. Cabeço das Laranjas, Ilhéu de
Cima) bem como associações in situ de corais, rodólitos e equinodermes (e.g. Pedra do Sol,
Ilhéu de Cima).
No sector de Serra de Fora – Lombinhos, os níveis fossilíferos ocorrem intercalados em
hialoclastitos apresentando fácies costeira ou lagunar (e.g. Lombinhos de Cima; Cachão et
al. 1998). A idade biostratigráfica baseada em nanofósseis calcários enquadra estes depósitos no Miocénico médio (Langhiano:14-15 Ma; Cachão et al., 2003), a qual é corroborada
por idades radiométricas 40Ar/39Ar de ca. 14 Ma (Geldmacher et al, 2005). Outras unidades ocorrem sobre escoadas basálticas, na transição submarino-subaéreo, ou directamente
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sobre escoadas subaéreas, neste ultimo caso provavelmente associadas aos máximos transgressivos do Miocénico Médio.
Os «depósitos recifais e conglomeráticos» aflorantes na região nordeste da ilha (níveis cg1 e
cg2 de Ferreira & Neiva, 1996) foram considerados coevos por Cachão et al. (1998) que, baseados nas associações de nanofósseis calcários as atribuíram ao Miocénico médio (Serravaliano
inferior, circa 14 Ma), ou seja ao período definido pela datação das rochas vulcânicas como
sendo de transição entre fácies submarina e subaérea. Note-se, no entanto, que Ferreira &
Neiva (1996) atribuíram àqueles sedimentos, por enquadramento, idades cronostratigráficas
de cerca de 19.3 Ma (cg1) e 17.6 (cg2), ou seja Miocénico inferior, e apontam para a existência
de vários períodos de acalmia vulcânica que permitiram o crescimento de recifes coralígenos
em águas pouco profundas. Naquela zona, estes níveis afloram a altitudes que variam entre os
60 e os 150 m, e são por vezes afectados por pequenas falhas normais com deslocação inferior a 1 m. Os níveis sedimentares evidenciam variação lateral de fácies, apresentando fácies
marinha a cotas mais baixas e fácies recifal/lagunar a cotas mais elevadas, sugerindo deposição
sobre uma topografia inclinada na porção submersa do edifício vulcânico. Esta característica
permite inferir que, possivelmente, os sedimentos situados a cotas mais elevadas (actualmente
a cerca de 150 m de altitude) se encontram mais próximas do nível médio das águas do mar
coevo da sua formação. A comparação desta altitude com a curva eustática de Miller et al.
(2005) permite inferir que aqueles níveis sofreram provavelmente um levantamento de 100 a
150 m, visto que o nível médio das águas do mar para aquele período (cerca de 14 Ma) estaria
muito perto da cota actual, mesmo tendo em conta o seu máximo.
No que respeita os depósitos sedimentares marinhos, trabalhos subsequentes mais pormenorizados, indicam que a generalidade corresponde a fácies de pequena profundidade e
energia baixa a moderada com desenvolvimento localizado de biohermes de corais, mangais
e lagunas confinadas. Contudo, na Ponta da Calheta e em Ribeiros, na região sul-ocidental
da ilha, foram identificados, em afloramentos do nível cg3 definido por Ferreira & Neiva
(1996), fácies litorais inicialmente interpretadas como de muito alta energia hidrodinâmica
e de provável origem tsunamigénica (Cachão et al., 1998) mas que análises subsequentes
sugerem tratar-se de uma relação peperítica entre um depósito sedimentar costeiro, não
consolidado, e uma escoada (Crook, verbatim 2004).
Importa realçar que o topo do complexo submarino se encontra actualmente a cotas
próximas de 350 m o que, considerando os dados de Miller et al. (2005) relativos às variações eustáticas do nível do mar, implica movimentações verticais positivas compreendidas
entre os 330-365 m. A existência de importantes movimentos verticais foi já identificada por
vários autores (e.g. Morais, 1948; Schmincke & Staudigel, 1976). Para além do levantamento
em bloco da toda a ilha, Ferreira (1985) refere o basculamento de norte para sul ocorrido
há cerca de 14 Ma e o empolamento central verificado pela actividade vulcânica do Pico da
Juliana (≈ 10.5 Ma).
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Figura 12. Aspecto da disjunção prismática no filão mugearítico do Pico da Ana Ferreira.
A análise do padrão da rede filoniana permite, como realçado por Ferreira & Neiva
(1996), invocar uma alteração significativa no campo de tensões que por volta dos 14 Ma
constrangeu os filões a orientações próximas de WNW-ESE, para posteriormente (≈ 12.5
Ma) os condicionar segundo NNE-SSW.
O segundo conjunto sedimentar, de idade plistocénica, é constituído por arenitos carbonatados, biogénicos, acumulados por actividade eólica e subsequentemente consolidados
sob a forma de calcarenitos eólicos, com laminação oblíqua e entrecruzada típica de corpos
dunares, por vezes com grande extensão (e.g. Calhau da Serra de Fora, Fonte da Areia).
A sua componente arenosa é maioritariamente constituída por fragmentos de algas calcárias, moluscos e foraminíferos (foramol) (Silva, 2003) típica de regimes de frio produtivo,
associadas à última glaciação (Würm). Pontualmente podem conter níveis mais grosseiros
de conchas de moluscos marinhos, embora na maioria dos casos estes níveis sejam constituídos por gastrópodes terrestres e ocasionais ossos de aves marinhas, concentrados por
deflacção eólica e abrandamento ou mesmo paragem da sedimentação.
Mais recentemente, e refinado as idades anteriormente obtidas, datações de radiocarbono situam a génese destas areias em torno do intervalo 34,5 a 28,4 ka (Silva, 2003), no
final estádio isotópico MIS 3 transição para MIS 2. Nalguns locais estes eolianitos recobrem
níveis de praia quaternários, atribuídos ao último óptimo climático (Émiano, MIS 5e) (e.g.
Calhau da Serra de Fora), noutros sobrepõem-se a depósitos argilosos lacustres que assen-
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tam, em discordância, sobre substrato vulcânico (e.g. Fonte da Areia). O seu grau de cimentação pode dar origem, por corrosão química, a morfologias cársicas de pequena amplitude,
e por desgaste mecânico a estruturas feminiformes e marmitas de gigante.
Em síntese, a sucessão vulcânica da Ilha de Porto Santo, afectada por movimentos de
uplift e erosão, parece ser o produto de um largo espectro de processos dinâmicos que concorrem para a formação de uma ilha emergente (durante o Miocénico), na transição de
ambiente submarino para subaéreo (Schmidt & Schmincke, 2002). A existência abundante
de produtos submarinos, freato-magmáticos e de sedimentos marinhos, face ao pequeno
volume de produtos de natureza subaérea, explica-se pela formação dos materiais actualmente aflorantes em ambiente maioritariamente subaquático, ou perto da interface com
a superfície, tendo sido posteriormente levantados por importantes movimentos verticais.
A ocorrência de brechas hialoclastíticas, peperitos, conglomerados costeiros e sedimentos
recifais é frequente e reforça esta proximidade à superfície. Este tipo de ambiente caracterizou-se igualmente pela ocorrência de fluxos de massa de origem vulcânica e gravítica,
resultantes dos processos sedimentares que ocorreram concomitantemente com a actividade vulcânica (Schmidt & Schmincke, 2002), como sejam os depósitos de fluxo submarino
resultantes da destruição de domos e subsequente colapso do prisma sedimentar resultante.
Estes fenómenos concorreram para a formação de uma estrutura complexa que compõe a
ilha, mas que contribuem para que Porto Santo seja um exemplo de referência para o estudo
de ilhas emergentes.
As rochas magmáticas de Porto Santo pertencem a uma série moderadamente alcalina
onde os processos de diferenciação geraram litótipos sobre-saturados mais abundantes
(e.g. traquitos e riólitos) que em todas as restantes ilhas administrativamente agrupadas no
arquipélago da Madeira (Morais, 1943; Schmincke & Weibel, 1972; veja-se VI).
V. As ilhas Selvagens
V.I Introdução
As Selvagens (30º 06´N; 15º 58’W de Greenwich) correspondem a um pequeno grupo de
ilhas vulcânicas administrativamente englobadas no arquipélago da Madeira. Distinguem-se, no entanto, das restantes ilhas deste arquipélago pelo posicionamento geográfico-geológico e pelo quimismo das suas lavas (Mata et al., e Mata & Martins, este volume, e referências citadas). Estes factos têm levado alguns autores a considerarem as Selvagens como um
arquipélago distinto do da Madeira (e.g. Morais, 1948; Mitchel-Thomé, 1976)
As Selvagens situam-se 165 km a NNE da ilha de Tenerife (Arquipélago das Canárias) e
290 km a SSE da ilha da Madeira. Estão edificadas sobre litosfera oceânica, junto à anomalia
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M25 (156 Ma) e no bordo NW da extensa anomalia batimétrica positiva que, desenvolvendo-se paralelamente ao continente africano, também engloba as Canárias.
As Selvagens correspondem à culminação de dois edifícios vulcânicos do tipo escudo
(Geldmacher et al., 2001) que, unidos pela base, se desenvolvem desde os –4000 m e se
individualizam a partir dos –1000 m de profundidade. Os dois vulcões definem um alinhamento NE-SW (Fig. 13), sensivelmente paralelo à costa africana e a outros alinhamentos
de edifícios vulcânicos, submarinos ou emersos, tal como o formado pelas ilhas de Fuerteventura e Lanzarote (Canárias). A origem destes alinhamentos NE-SW é ainda motivo de
debate. Os modelos existentes para a sua explicação englobam: hotspot track(s) associado(s)
ao movimento lento da placa africana para NE sobre pluma(s) mantélica(s) (Geldmacher
et al., 2000; Geldmacher & Hoernle, 2000); controle estrutural do vulcanismo por parte
de estruturas pré-existentes associadas à transição da litosfera continental africana para a
litosfera oceânica atlântica (Schmincke, 1982; Schmincke & Sumita, 1998); controle estrutural imposto por fracturas oceânicas e/ou direcções estruturais identificadas no on-shore
africano (Araña & Ortiz, 1991); ou buckling litosférico associado a uma tectónica compressiva relacionada com subducção incipiente do Atlântico (Ribeiro et al., 1996). Ainda que a
distribuição de idades na região aponte claramente para a actuação de uma pluma mantélica
(Geldmacher et al., 2005), não é de excluir a influência tectónica no posicionamento de
alguns dos edifícios insulares. A julgar pelo seu posicionamento geográfico e pelas características isotópicas do seu quimismo, as Selvagens poderão resultar da mesma pluma que originou o arquipélago das Canárias (Geldmacher et al., 2005; Mata & Martins, este volume).
Aliás a sua maior afinidade petrológica com as Canárias, que com a Madeira, é de há muito
realçada (e.g. Aires-Barros, 1961).
As Selvagens são constituídas por dois pequenos grupos de ilhas e ilhéus. O grupo
situado a Nordeste é formado pela Selvagem Grande e dois ilhéus adjacentes, o Palheiro da
Terra e o Palheiro do Mar. A SW deste grupo, e separado dele por um profundo canal que
corresponde ao intervalo entre os edifícios vulcânicos acima da profundidade de coalescência, situa-se o grupo que, compreendendo a Selvagem Pequena, o ilhéu de Fora e outros
pequenos ilhéus adjacentes, corresponde à parte emersa do edifício SW. Nota-se na batimetria, acima da isóbata dos 500 m, que a extremidade deste edifício é caracterizada por uma
forma em ferradura. Esta forma foi interpretada Zbyszewski et al. (1979) como herança de
uma antiga cratera vulcânica submersa cujo bordo, aberto para NE, estaria representado
pela Selvagem Pequena e pelo grupo de ilhéus e recifes circundantes. Esta morfologia, no
entanto, poderá dever-se a um colapso gravítico que afectou o flanco NW deste vulcão.
Efectivamente Krastel et al. (1999) mencionam a existência de importantes depósitos de
avalanche de detritos (submarinos) a circundar o sopé do edifício vulcânico das Selvagens
(tal como acontece noutras ilhas, nas Canárias), o que sugere que a ocorrência deste tipo
de movimentos de massa não é incomum neste tipo de edifícios. Esta morfologia poderá
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Figura 13. Batimetria (isóbatas em metros) e mapa geológico das Ilhas Selvagens, adaptado e simplificado de ZBYSZEWSKY et al. (1979).
também dever-se à estrutura do edifício em escudo, formado por dois focos distintos de
vulcanismo de carácter fissural, dispostos NE-SW e NNE-SSW respectivamente.
A Selvagem Grande, a maior e a mais elevada das Selvagens, tem cerca de 2.46 Km2 de
superfície. É encimada por zona planáltica com altitude entre 70 e 100 m de onde sobressaem o Pico da Atalaia (163 m) do lado W, o Pico dos Tornozelos (136 m) do lado E e o
Cabeço do Inferno (107 m) do lado sul. O litoral é, em geral, abrupto e a linha de costa é
orlada de baixios. É do lado sul e no extremo oriental, no Portinho das Cagarras, que se
pratica melhor desembarque e acesso para o planalto.
A Selvagem Pequena apresenta forma irregular, sendo mais alongada na direcção E-W.
Com uma altitude média de apenas 10 m a sua área emersa varia significativamente em função das marés apresentando, em baixa-mar, cerca de 0.65 Km2 de área. O ponto culminante
da ilha corresponde ao Pico do Veado (49 m) localizado a norte.
O Ilhéu de Fora localiza-se a W da Selvagem Pequena e, apresentando-se igualmente
com forma irregular, tem o seu ponto mais elevado à cota de 18 m.
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V.2 Vulcano-estratigrafia
O primeiro esboço geológico da Selvagem Grande foi apresentado por Morais (1940),
tendo posteriormente Zbyszewski et al. (1979) publicado a carta geológica das Selvagens,
na escala 1/25000, onde a vulcano-estratigrafia definida compreende da base para o topo:
Complexo Vulcânico Inferior; Complexo Sedimentar Miocénico; Complexo Vulcânico
Superior; Praias Quaternárias e Areias Organogénicas Calcárias. Posteriormente, num refinamento desta vulcano-estratigrafia, Geldmacher et al. (2001) individualizaram um complexo filoniano máfico a cortar as duas primeiras unidades, e a existência de conglomerados
epiclásticos subjacentes ao Complexo Vulcânico Superior (Fig.14).
Figura 14. Coluna vulcano-estratigráfica
da Selvagem Grande (adaptada de Geldmacher e tal., 2001). A espessura relativa
das unidades não se encontra à escala
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O Complexo Vulcânico Inferior é formado por lavas muitas vezes porfíricas que alternam, em alguns pontos, com brechas e tufos vulcânicos submarinos. Evidenciam uma sucessão de episódios vulcânicos, quer efusivos, quer explosivos. Como demonstrado por Matias
(1986) e Geldmacher et al. (2001) as rochas que o constituem são subsaturadas em sílica,
apresentando composições que se estendem dos nefelinitos aos fonólitos. Predominam os
fonólitos e os fonotefritos. Frequentemente podem ser observadas brechas, de matriz nefelinítica, englobando nódulos de rochas granulares tais como piroxenitos, horneblenditos,
biotititos, melteijitos, ijolitos, teralitos, tendo também sido referenciado um fragmento de
rocha carbonatítica (Hérnandez-Pacheco, comun. oral). Os nódulos silicatados apontam,
pelo seu carácter, para a existência de câmaras magmáticas onde ocorreram os processos
de fraccionação responsáveis pelo espectro composicional das lavas, que se estende até aos
fonólitos. Note-se, no entanto, que nem todos os nódulos são coevos das lavas uma vez que a
um dos nódulos, de natureza hiperalcalina, foi por Ferreira et al. (1988) atribuída uma idade
de 32 Ma, i.e significativamente mais elevada que as atribuídas às lavas aflorantes.
Este complexo vulcânico é atravessado por uma densa rede filoniana que se orienta
segundo várias direcções: N-S, NNE-SSW, ENE-WSW e NW-SE. Estes filões, materializando condutas de alimentação magmática de estruturas vulcânicas entretanto erodidas,
formam um conjunto similar ao que em muitas ilhas da Macaronésia se gerou durante a
principal fase de edificação insular. Estes filões têm composições que vão desde o basalto
mais ou menos porfíritico, a nefelinitos e fonólitos. O Complexo Vulcânico Inferior, que
apresenta características afins em todas as ilhas Selvagens, constitui na Selvagem Grande
toda a periferia da ilha, compondo as arribas até aos 70-90m de altura. Nas restantes ilhas e
ilhéus constitui, praticamente, a única formação.
Ao Complexo Vulcânico Inferior foram inicialmente atribuídas idades K/Ar compreendidas entre os 24 e 27 Ma (Ferreira et al., 1988) o que viria a ser confirmado por Geldmacher et al. (2001) ao publicarem um conjunto de datações 40Ar/39Ar variando entre os
24 e 26 Ma.
Na Selvagem Grande sobre uma plataforma de erosão marinha, talhada no Complexo
Vulcânico Inferior, assenta o Complexo Sedimentar Miocénico. Este complexo sedimentar,
que apresenta espessura entre 5 e 10 m, é visível em toda a periferia da ilha, dos 75 aos 90 m
de altitude, destacando-se, pela sua cor clara, quando se avista a ilha do mar. Inicia-se por
um conglomerado com cimento calcário, formado por elementos do complexo vulcânico
subjacente, a que se seguem estratos de tufos calcários mais ou menos consolidados, de
cor alaranjada ou amarelada e francamente fossilíferos. As espécies macrofósseis estudadas
(Böhm, 1898; Berkeley-Cotter, 1892 e Joksimowitsch, 1911) levaram estes autores a considerar o complexo sedimentar como pertencendo ao Miocénico. Posteriormente, determinações de 87Sr/86Sr e a sua comparação com a curva de variação temporal para a água do mar
revelaram uma idade compreendida entre 13 e 24 Ma para estes sedimentos (Geldmacher et
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al., 2001), confirmando a idade miocénica dos depósitos. Este intervalo é assim considerado
como um período de acalmia vulcânica e subsequente erosão do edifício insular.
Uma característica peculiar das Selvagens que tem chamado a atenção de vários autores
é a existência de fendas e fissuras preenchidas por materiais carbonatados, geralmente calcarenitos, que cortam em todas as direcções o Complexo Vulcânico Inferior. Estes materiais
carbonatados possuem fósseis de rotalídeos, anfisteginídeos, textularídeos, algas melobesiáceas. Segundo Cuvillier (in Jérémine, 1951) parecem indicar uma idade oligocénica ou
miocénica inferior. Estas estruturas, devido à semelhança morfológica com filões, têm sido
designadas erroneamente por «filões calcários» («neptunian dykes»).
Recentemente Geldmacher et al. (2001) notou a existência de um complexo filoniano
distinto, que corta os Sedimentos Miocénicos, e que é cortado por uma discordância, constituída pela sobreposição de outra unidade sedimentar. A unidade mais recente, de natureza
conglomerática, era anteriormente considerada como parte da unidade sedimentar prévia. Este conjunto filoniano, aflorando principalmente na zona SE da Selvagem Grande, é
essencialmente máfico e provavelmente corresponde a um primeiro episódio vulcânico pós-erosivo que ocorreu por volta dos 8 a 12 Ma e cujos edifícios e produtos foram já erodidos
(Geldmacher et al., 2001). Os conglomerados evidenciados por estes autores, de natureza
epiclástica ter-se-ão gerado pelo desmantelamento das unidades anteriores.
O Complexo Vulcânico Superior é constituído na base por tufos vulcânicos e lapilli
pouco coerentes. As primeiras erupções terão sido submarinas, mas posteriormente ter-se-ão seguido episódios também de carácter explosivo, mas em condições subaéreas, como
o mostram as escórias e lapilli de cor avermelhada. A actividade explosiva alternou ou foi
contemporânea de períodos efusivos, representados por escoadas lávicas, essencialmente
basálticas. Esta unidade terá coberto o edifício insular, arrasado, com uma sequência vulcânica de pequena espessura, cujos aparelhos, apesar de muito desmantelados, são ainda
parcialmente reconhecíveis. Os Picos da Atalaia, dos Tornozelos e Cabeço do Inferno correspondem a aparelhos vulcânicos cujo período principal de actividade se atribui ao Pliocénico (Ferreira, 1985; Geldmacher et al., 2001). Destes três antigos cones apenas o do Pico
dos Tornozelos se encontra melhor preservado, se bem que, já bastante erodido. As lavas
são em geral porfíricas, variando desde termos ancaramíticos, até basaltos olivínicos e a termos mais pobres em sílica (basanitos), mas onde os feldspatóides ainda não estão presentes.
Quer os derrames, quer os piroclastos são portadores de encraves xenolíticos ultramáficos,
com dimensões que chegam a ultrapassar os 5 cm. Estes xenolitos são agregados monominerais ou poliminerais, (olivina, ortopiroxena, clinopiroxena, espinela, anfíbola, flogopite)
dando origem a vários tipos litológicos: harzburgitos com espinela, lherzolitos e dunitos,
wehrlitos com espinela, websteritos olivínicos e clinopiroxenitos olivínicos. Correspondem
quer a cumulados gerados a partir dos magmas alcalinos, quer a porções de litosfera oceânica mais ou menos afectada por processos de metassomatismo (Munhá et al., 1991).
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Tal profusão de xenólitos indica, em nossa opinião, que os magmas em ascensão não
tiveram tempos de residência significativos em câmaras magmáticas onde fossem, por precipitação gravítica, expurgados dos encraves que transportavam.
O Complexo Vulcânico Superior que foi extruído por volta dos 3.4 Ma corresponde ao
rejuvenescimento pós-erosivo do edifício vulcânico (Geldmacher et al., 2001).
O nível quaternário que está representado, quer na Selvagem Grande quer na Selvagem
Pequena, corresponde a vestígios de depósitos litorais, como indicam as cascalheiras que
constituem a base e que se formaram em pequenas enseadas. Na Selvagem Pequena surgem à cota de 18m, na base do Pico do Veado, mas na Selvagem Grande surgem à cota de
75-80m, na parte NE da ilha (Zbyszewski et al., 1979). Superiormente, a cobertura quaternária é constituída por areias organogénicas calcárias, onde predominam restos de gastrópodes terrestres.
Quer os depósitos de cobertura, quer os depósitos de vertente (e.g. enseadas das Galinhas
e das Pedreiras) encontram-se frequentemente consolidados por um cimento, em geral, de
natureza calcária. São Igualmente comuns crostas e nódulos soltos e dispersos à superfície,
de cores claras, amarelada e esverdeada, cujo estudo mineralógico revelou a presença de
variscite e opala. Para a formação destes materiais fosforíticos terão contribuído processos de meteorização das formações vulcânicas (fosfoalitização e/ou fosfo-ferro-sialitização)
eventualmente associados a processos biológicos (Aires-Barros et al, 1991).
A Selvagem Pequena é quase exclusivamente constituída por resquícios do Complexo
Vulcânico Inferior, intensivamente destruído pela erosão marinha. As litologias que a compõem compreendem essencialmente aglomerados de lapilli avermelhado, cortado por abundantes diques de natureza fonolítica e nefelinitica (Honnorez, 1966). As idades determinadas nestas litologias revelaram uma idade próxima dos 29 Ma (Geldmacher et al., 2001).
V.3-Evidência para movimentos de soerguimento das Selvagens
Nas ilha oceânicas, a existência de plataformas de abrasão marinha e/ou de sedimentos
marinhos a cotas distintas da do nível do mar actual são indicadores de variações eustáticas
do nível do mar e/ou de levantamento da porção crostal que suporta o edifício insular.
Na Selvagem Grande, a existência de importante plataforma de abrasão marinha e respectivos sedimentos a uma cota próxima dos 80 m acima do actual nível médio das águas do
mar, de idade miocénica, sugere que a ilha sofreu movimentos verticais cujo balanço resultou num levantamento. Efectivamente, segundo a curva eustática de Miller et al. (2005), o
período compreendido entre os 13 e os 24 Ma caracterizou-se por uma altitude média das
águas do mar cerca de 4 m abaixo do nível actual, o que sugere um levantamento aproximado de 80-85 m desde o Miocénico até à actualidade. Segundo a mesma curva eustática, e
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se forem utilizados os valores máximo e mínimo do nível eustático ocorridos entre 13 e 24
Ma (que correspondem a 17 m aos 15.6 Ma e a -32 m aos 24 Ma respectivamente), o levantamento mínimo e máximo sugerido corresponde a cerca de 63 m e 110 m respectivamente.
Refira-se que parte significativa deste levantamento ter-se-á processado no Quaternário. De facto, ainda que não se conheça rigorosamente a idade dos depósitos sedimentares
quaternários, a sua posição acima dos 75 m e a inexistência de máximos eustáticos acima
dos 25 m no Quaternário (veja-se Miller et al., 2005), permitem inferir um levantamento
quaternário mínimo de cerca de 50 m.
Importa referir que a existência de movimentos verticais nas Selvagens já em 1948 era
sugerida por Morais.
V.4- Conclusões
Em resumo, poder-se-á concluir que as Selvagens resultaram de actividade magmática associada
a uma pluma mantélica que, a julgar pelos dados geocronológicos e geoquímicos (Geldmacher et
al., 2005; Mata & Martins, este volume), poderá ter sido a mesma que gerou as Canárias.
As ilhas correspondem ao topo de dois edifícios distintos, coalescentes na base, que se
elevam abruptamente do fundo oceânico.
A vulcano-estratigrafia das ilhas é caracterizada por uma fase de construção de escudo,
extruída por volta dos 29-24 Ma, seguida de um período de inactividade vulcânica e consequente erosão entre os 24 e os 12 Ma. Dois períodos de actividade vulcânica ocorreram
posteriormente, aos 12-8 Ma e cerca dos 3.4 Ma.
Factos marcantes da evolução da Selvagem Grande, inferidos das sequências actualmente
expostas, são a existência de fases de actividade magmática separadas por cerca de 26 Ma e
a ocorrência de dois significativos hiatos de actividade eruptiva. Referimo-nos aos períodos
24-12 Ma e 8-3.4 Ma. Ainda que a muito baixa velocidade de deriva da placa africana possa
ser encarada como causa principal de tais particularidades, interessa referir que no vizinho
Arquipélago das Canárias o maior hiato de actividade vulcânica está registado na sequência
vulcano-estratigráfica de Fuerteventura onde não ultrapassa os 8 Ma, em oposição aos 12
Ma registados na Selvagem Grande.
VI. Petrologia e Geoquímica do arquipélago da Madeira
As ilhas que constituem o arquipélago da Madeira são consensualmente consideradas como
pontos quentes cuja origem é atribuível a plumas mantélicas profundamente enraizadas
(e.g. Geldmacher et al., 2005) ou, alternativamente, a estruturas plúmicas resultantes da
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destabilização de uma vasta região anómala detectada por Hoernle et al. (1995) no manto
superior (e.g. Mata et al., 1998). O número destas estruturas envolvido na origem das ilhas
do arquipélago poderá ter sido de dois se considerarmos: o posicionamento geográfico das
ilhas Selvagens relativamente ao grupo Madeira-Desertas-Porto Santo (MDPS) (veja-se I), a
distribuição de idades das ilhas e monte submarinos nesta região do Atlântico (Geldmacher
et al., 2005) e as diferenças químicas entre estes dois grupos de ilhas (ver abaixo).
Os magmas na origem destas ilhas formaram-se presumivelmente por descompressão
adiabática das plumas (s.l.) em ascensão pelo que a espessura da litosfera terá desempenhado
um papel importante como condicionante das taxas de fusão que caracterizaram a geração
magmática (veja-se Watson & McKenzie, 1991; Mata, 1996). Nesta perspectiva, a elevada
espessura da litosfera nesta região do Atlântico (» 100 km; e.g Cazenave et al., 1988) terá limitado as taxas de fusão a valores relativamente baixos, enquanto que a ocorrência dos processos
de génese magmática terá sido constrangida a profundidades típicas da zona dos lherzolitos
com granada (e.g. Mata et al. 1989; 1998; Mata, 1996; Geldmacher & Hoernle, 2000). Como
consequência, o quimismo dos magmas do arquipélago da Madeira é maioritariamente alcalino o que se depreende do posicionamento das rochas madeirenses no diagrama TAS (Fig.15)
e das descrições anteriormente feitas pelos autores que se têm ocupado do seu estudo (e.g.
Gagel, 1912; Morais, 1945, 1948; Hughes & Brown, 1972; Schmincke & Weibel, 1972; Schmincke, 1973; Aires-Barros et al., 1974; 1979; 1980; Silva et al., 1975; Aires-Barros 1983; Matias,
1984; 1986; Mata et al., 1989; 1998; Geldmacher & Hoernle, 2000; Geldmacher et al., 2001;
Ribeiro, 2001; Schwarz et al., 2005; Ribeiro et al. 2005)
Chama-se, no entanto, a atenção para o facto de no grupo MDPS não ser infrequente,
mesmo entre rochas representativas de magmas pouco fraccionados (MgO > 6%), a ocorrência de exemplares caracterizados pela presença normativa (CIPW) de hiperstena, o que
lhes confere um carácter saturado (i.e. sub-alcalino). A este carácter não é estranho o facto
de as rochas máficas das ilhas em causa se caracterizarem por valores relativamente baixos de Na2O+K2O e da razão alcalis/sílica, o que as leva a projectarem-se junto aos limites
que têm sido propostos para a distinção entre rochas alcalinas e sub-alcalinas. Note-se, no
entanto, que todas estas rochas se caracterizam por Y/Nb < 0.8, i.e. por valores típicos de
rochas alcalinas.
Na Fig.15 são evidentes diferenças no grau de alcalinidade das ilhas do arquipélago.
As Selvagens, onde chegam a ocorrer rochas de composição nefelinítica, apresentam um
carácter alcalino mais marcado que o patenteado pelas ilhas do grupo MDPS onde tais litótipos não ocorrem e que se caracterizam por «trends» que se desenvolvem próximo da fronteira entre os campos alcalino e sub-alcalino.
Os produtos diferenciados ocorrentes nestes dois grupos de ilhas são também distintos
e, de certa forma, correlacionáveis com o grau de alcalinidade (veja-se também Schmincke,
1973; Matias, 1984). De facto, enquanto que nas Selvagens não são raras rochas fonolíticas,
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Figura 15. Diagrama sílica vs. total de alcalis para as ilhas do arquipélago da Madeira. Campos composicionais
de acordo com a IUGS (Le Maitre et al., 2002). As linhas 1 e 2 correspondem às divisórias composicionais entre
os campos alcalino e sub-alcalino, propostas por MacDonald (1968) e Irvine & Baragar (1971), respectivamente.
Dados compilados dos trabalhos referenciados no texto.
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em MDPS não ocorrem tais litótipos uma vez que os processos de evolução magmática se
deram em direcção a composições sobre-saturadas em sílica. Tal é particularmente evidente
em Porto Santo onde rochas sobre-saturadas de composição traquítica e riolítica não são
raras e constituem, por vezes, importantes relevos de dureza de que é exemplo o Pico do
Facho que, com os seus 517 m, se constitui como o ponto culminante da ilha. Na Madeira os
processos de diferenciação magmática foram significativamente menos importantes que em
Porto Santo. Os mugearitos, sub-saturados em sílica, de Porto da Cruz, assumem-se com as
rochas lávicas de composição mais evoluída enquanto que algumas, raras, rochas filoneanas
apresentam composições traquíticas sobre-saturadas em sílica, o mesmo acontecendo, provavelmente, com algumas rochas piroclásticas.
Na ilha da Madeira os processos de diferenciação são razoavelmente bem conhecidos
tendo envolvido a cristalização precoce de espinela cromífera e olivina (Fo = 88–85 mol%),
seguida de olivina (Fo = 85-50 mol%) + diópsido (progressivamente mais rico em Ti) +
espinela (Cr-Ti® titanomagnetite) ± plagioclase, este tecto-silicato tornando-se uma fase
fenocristalina importante nos termos havaíticos e mugearíticos (Hughes & Brown, 1972;
Aires-Barros et al., 1974; Mata et al., 1989; Mata, 1996; Mata & Munhá, 2004). A evolução de
composições sub-saturadas a sobre-saturadas em sílica foi por Mata (1996) explicada como
consequência da fraccionação de anfíbola e, eventualmente, de óxidos de Fe e Ti.
A julgar pelo quimismo das rochas (Mata, 1996), pelos dados de química mineral (Mata
& Munhá, 1998; Schwarz et al., 2004), pelas características de alguns dos xenólitos ultra-
Figura 16. Padrões de elementos incompatíveis representativos de amostras de rochas lávicas de composição
primitiva (Ni ³ 150 ppm) das ilhas do arquipélago da Madeira. MDPS: Madeira, Desertas e Porto Santo. Normalização usando a composição proposta por Palme & O’Neill (2003) para o manto primitivo.
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máficos carreados para a superfície pelas lavas menos evoluídas (Munhá et al., 1990) e por
dados barométricos obtidos a partir de inclusões fluidas (Schwarz et al., 2004), os processos
de fraccionação na ilha da Madeira e nas Desertas terão tido um carácter polibárico.
Em concordância com o seu carácter mais sub-saturado em sílica, os magmas das Selvagens, são também notoriamente mais ricos em elementos incompatíveis que os das restantes
ilhas do arquipélago de similar grau de evolução magmática (Fig.16). Em termos elementares, as Selvagens distinguem-se também pelas mais significativas anomalias negativas de Zr
e Hf, característica que está muitas vezes ausente em MDPS.
Uma das características elementares dos magmas deste arquipélago é a presença de
marcadas anomalias negativas de potássio (Fig.16). Mata et al. (1998) interpretaram-nas,
no caso da ilha da Madeira, como resultado da contaminação de magmas provenientes da
pluma por fundidos gerados em equilíbrio com anfíbola litosférica. Esta ideia foi reforçada
por Widom et al. (1999) que interpretou as assinaturas relativamente não radiogénicas de
187
Os/188Os associadas a altos valores de D8/4, como resultando da assimilação de fundidos
originados em domínios metassomatizados da litosfera. A presença de anfíbola na litosfera
oceânica poderá ter sido originada pelos processos de metassomatismo carbonatítico identificados por Mata et al. (1999) a partir de valores de Ti/Eu claramente subcondríticos caracterizando os magmas gerados por mais baixas taxas de fusão. Tais processos poderão ter
sido extensíveis às Selvagens, relativamente às quais Geldmacher et al. (2001) propuseram o
condicionamento das composições magmáticas pela interacção com domínios litosféricos
caracterizados pela presença de flogopite.
Figura 17. Diagrama 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd para rochas do arquipélago da Madeira. Com o objectivo de evitar
problemas relacionados com o «bias» inter-laboratorial, nesta figura e na 18, foram somente projectadas as análises apresentadas por Geldmacher & Hoernle (2000) e Geldmacher et al. (2001). Não obstante as amostras terem
sido lixiviadas laboratorialmente, a dispersão de 87Sr/86Sr patenteada pelas rochas das ilhas Selvagens poderá
reflectir, parcialmente, interacção com água do mar (Geldmacher et al., 2001).
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A dicotomia entre as Selvagens e o grupo MDPS é também evidente nas características
isotópicas. No diagrama 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd (Fig.17), ainda que ambos os grupos de
ilhas se caracterizem por assinaturas indicando a sua proveniência de fontes caracterizadas
por empobrecimento integrado no tempo, as Selvagens apresentam valores de 143Nd/144Nd
nitidamente menos radiogénicos, o que aponta para diferenças significativas entre as fontes
mantélicas que alimentam o magmatismo nestas duas regiões.
A variabilidade composicional dos magmas mantélicos não orogénicos é consen
sualmente considerada como o resultado da mistura, em diferentes proporções, do que se
convencionou chamar de componentes mantélicos. Esta abordagem foi aqui feita pela primeira vez por Mata et al. (1989) que identificaram na fonte mantélica da ilha da Madeira os
componentes DMM e HIMU. A presença vestigial do componente EM1 foi posteriormente
referenciada por Mata (1996) e Mata et al. (1998). Estes autores consideraram o componente DMM como largamente dominante e constituindo mais de 85% da fonte mantélica
dos magmas da ilha da Madeira. Tal não é desmentido pelo valor médio de d18O (5.7 per
mil) obtido por Mata & Kerrich (2000) para olivinas fenocristalinas, valor idêntico ao normalmente obtido para os MORB.
A presença do componente HIMU foi interpretada como o resultado da reciclagem para
o manto de crosta oceânica alterada, o que teria ocorrido no Proterozóico (1.42 Ga: Mata et
al., 1998; 881Ma: Geldmacher & Hoernle, 2000). A julgar pelos mais radiogénicos valores
de 206Pb/204Pb das lavas das Selvagens, a proporção do componente HIMU terá aqui atingido
valores mais importantes que os de cerca de 15% determinados, por Mata et al. (1998), para
a ilha da Madeira (Fig. 18). Nesta ilha, e para cada uma das várias sequências vulcânicas
estudadas por Mattielli et al. (2005), verifica-se uma tendência para uma diminuição das
Figura 18. Diagrama 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb vs.
143
Nd/144Nd demonstrando a significativa diferença entre
as amostras de MDPS e das Selvagens o que aponta indubitavelmente para fontes mantélicas composicionalmente
distintas. Note-se que para valores idênticos de 206Pb/204Pb,
as lavas de MDPS apresentam valores de 207Pb/204Pb tendencialmente mais baixos que os das Selvagens.
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razões 206Pb/204Pb com a diminuição da idade implicando um progressivo incremento da
proporção de DMM. No entanto a menos radiogénica das amostras estudadas corresponde
à mais antiga (5.57 Ma) das amostras datadas na ilha da Madeira (veja-se também Ribeiro
et al. 2005).
VI.1 Considerações finais
As rochas magmáticas que constituem as ilhas administrativamente agrupadas no arquipélago da Madeira são maioritariamente alcalinas. No entanto, o grau de sub-saturação em
sílica é significativamente mais acentuado nas Selvagens que também se destacam do conjunto pelo posicionamento geográfico, idade, composição em elementos incompatíveis e
assinaturas isotópicas.
Ainda que as câmaras magmáticas que alimentaram as Desertas e a Madeira não tenham
sido as mesmas e que estas sejam consideradas a expressão superficial de um sistema de
rifts com dois braços distintos (Madeira e Desertas) (veja-se Schwarz et al., 2004), o facto de
estas ilhas serem circundadas pela isóbata dos 200 m, a sobreposição de idades e a similitude
petroquímica, confere-lhes um carácter de unicidade. Por outro lado o conjunto Madeira-Desertas, ainda que distinto de Porto Santo pela sua maior alcalinidade e menor importância dos processos de diferenciação apresenta, relativamente a esta ilha, semelhanças
isotópicas que permitem considerá-las como resultado da actuação de uma mesma pluma
mantélica, que originou primeiramente Porto Santo e depois Madeira, Desertas e montes submarinos da Crista do Funchal (e.g. Ferreira, 1985; Mata et al., 1998; Geldmacher
et al., 2006). Esta pluma mantélica teria anteriormente gerado Sena, Ampère, Ormonde e,
eventualmente Monchique, (Geldmacher et al., 2000).
Claramente fora da zona de influência da pluma da Madeira situam-se as Selvagens cujas
idades, posicionamento geográfico e assinaturas isotópicas permitem a sua filiação na província vulcânica das Canárias, também ela considerada como resultado da actuação de uma
pluma mantélica (e.g. Geldmacher et al., 2005).
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O arquipélago da Madeira - Governo Regional da Madeira

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