CURSO DE INTRODUÇÃO À GEOLOGIA DA ILHA DE SÃO JORGE

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CURSO DE INTRODUÇÃO À GEOLOGIA DA ILHA DE SÃO JORGE
CURSO DE
INTRODUÇÃO À GEOLOGIA
DA ILHA DE SÃO JORGE
Por:
Geóloga Zoraida Roselló Espuny
curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
introdução
A paisagem vulcânica apresenta um vasto conjunto de formas e características muito peculiares, que
estão relacionadas, entre outros, com o tipo de erupção vulcânica, sua dinâmica e a actuação dos
agentes externos. O estudo do modelado vulcânico é importante devido, não só à natureza universalista
destes fenómenos mas, também, às consequências, por vezes destruidoras, mas sempre espectaculares,
que os vulcões representam para o Homem e a sua sociedade.
Do ponto de vista geomorfológico, os vulcões actuam de dois modos distintos sobre a superfície terrestre:
1_ directamente, originando novas formas, em resultado das erupções vulcânicas. Estas formas são, na
sua maioria, formas construtivas, isto é resultantes de uma acumulação dos produtos vulcânicos (como é
o caso dos cones de escórias), mas são igualmente formas destrutivas, associadas a explosões e a
colapsos mais ou menos importantes, como é o caso das crateras.
Em ambos os casos, a morfologia resultante é posteriormente atacada pelos agentes externos da
atmosfera, hidrosfera e biosfera, que vão modificar gradualmente. As erupções vulcânicas e as formas de
relevo daí resultantes apresentam uma característica importante: na sua maioria, formam-se muito
rapidamente, de um modo quase instantâneo à escala do tempo geológico, desafiando, por isso, a
erosão.
2_ os vulcões actuam, também, de um modo indirecto, em resultado da variedade de litologias que
originam. Além disso, as rochas vulcânicas nem sempre são facilmente erodidas e podem mesmo
permanecer mais ou menos inalteradas por longos períodos geológicos após o termo da actividade
vulcânica que as originou.
A erosão das rochas vulcânicas vai, então, ser fortemente condicionada pelos contrastes litológicos
existentes. O contraste de durezas entre as rochas vulcânicas e as rochas encaixantes e entre os
próprios materiais vulcânicos, vai favorecer o desenvolvimento de uma erosão diferencial activa.
conceitos geológicos
vulcanismo e ambientes geotectónicos
O vulcanismo activo está circunscrito a certas regiões do globo e a certos ambientes geotectónicos. A
Fig_1 mostra a distribuição geográfica dos vulcões activos ou recentemente extintos da Terra, os quais se
concentram em 4 áreas principais:
1_ no Arco de Fogo do Pacífico, onde se localizam cerca de ¾ dos vulcões activos do globo (cerca de
15% dos quais, na região da Indonésia), como é o caso do Katmai (Alaska) ou do Mayon (Filipinas);
2_ na região do Mediterrâneo, onde se situam os vulcões clássicos de Itália e da Grécia, como é o caso
do Vesúvio e de Santorini, respectivamente;
3_ na Bacia do Oceano Atlântico, onde existem inúmeros vulcões activos, como é o caso de vulcões
das ilhas dos Açores e da Islândia;
4_ finalmente, na região de África Oriental e Oceano Índico, que inclui os vulcões associados aos riftes
africanos, como é o caso do Kilimanjaro.
A maioria destes vulcões está localizada em importantes zonas de fractura, as quais são igualmente sede
de uma intensa actividade sísmica.
As cinturas sismovulcânicas assim definidas correspondem aos limites das grandes placas litosféricas e
verifica-se que 80% dos vulcões activos se encontram em limites convergentes, 15% em limites
divergentes e os restantes 5% em domínio intraplaca.
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Fig_1. Vulcões activos,
principais placas
tectónicas, cristas mesooceânicas e zonas de
subducção. In: Fisher &
Schmicke, 1984.
erupções vulcânicas
A classificação das erupções vulcânicas revela-se uma tarefa difícil e complexa, uma vez que,
frequentemente, estas são caracterizadas pela ocorrência de diferentes tipos de fenómenos, que podem
surgir ao mesmo tempo, ou intercalados num curto espaço de tempo, em locais distintos de um dado
aparelho vulcânico. Atendendo a esta complexidade, torna-se mais fácil e verosímil caracterizar os vários
tipos de actividade que ocorrem durante uma erupção, o que pode ser feito segundo diferentes
perspectivas e tendo em conta diversos factores.
a)
a actividade vulcânica pode ser classificada como efusiva ou explosiva. Na actividade efusiva
predomina a emissão de escoadas lávicas (Fig_2), enquanto que nas erupções explosivas são
emitidos predominantemente materiais piroclásticos e gases a grande velocidade (Fig_3).
Fig_2. Actividade vulcânica efusiva associada a
magmas básicos – vulcão Kilauea (Hawaii).
Fig_3. Actividade vulcânica explosiva associada a
magmas àcidos – vulcão Pinatubo (Filipinas).
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b)
a actividade vulcânica pode envolver, ou não, água exterior ao magma. Não envolvendo água
exterior ao magma, diz-se subaérea, enquanto que, se há interacção com água, a actividade
vulcânica pode ser classificada em:
- hidrovulcânica (também designada freatomagmática ou hidromagmática. Fig_4): trata-se
de uma actividade explosiva, resultante de uma interacção directa magma/lava-água, quer esta
seja água subterrânea ou água superficial, incluindo água do mar, meteórica, hidrotermal ou de
um lago.
- freática: quando se dá a vaporização de água subterrânea existente em formações rochosas
(vulcânicas ou não), pelo facto destas terem sido aquecidas por uma fonte de calor (e.g. magma
em ascensão/movimento). Assim, nestas erupções explosivas não há contacto directo entre o
magma e a água e, do mesmo modo, não há emissão de material magmático: dá-se, apenas, a
fragmentação e a projecção das rochas de cobertura/ envolventes, em consequência da brusca
e violenta vaporização da água.
Fig_4.
Actividade
hidrovulcânica
(ou
freatomagmática) – vulcão dos Capelinhos, Ilha
do Faial (Açores).
- sub-glacial: quando ocorre sob importantes massas de gelo (e.g. vales ou calotes glaciares).
Frequentes na Islândia, estas erupções são responsáveis da formação de jokulhlaups, ou seja
“torrentes de água glaciar”, de caudal importante e de significativo poder destrutivo.
c)
a actividade vulcânica classifica-se, em função do tipo de conduta emissora, em centrada ou
fissural. A actividade centrada dá-se a partir de condutas genericamente tubulares, gerando
edifícios vulcânicos cónicos de maiores ou menores dimensões, enquanto que na actividade
fissural a lava é emitida a partir de fissuras eruptivas mais ou menos extensas (Fig_5).
Fig_5. No meio mostra-se a actividade vulcânica centrada
(vulcão Kilauea, Hawaii) com fissuras em actividade. À
esquerda e em baixo, uma vista aérea da serra da Ilha de
S.Jorge onde observasse o relicto da actividade fissural. Em
baixo à direita, a fissura eruptiva na lagoa lávica já solidificada
do topo da Montanha do Pico. Em baixo de tudo, o
alinhamento de cones basálticos observável desde o
miradouro da praça de touros das Velas, S.Jorge, Açores.
d)
a actividade vulcânica diz-se monogenética se cessa após um único episódio eruptivo, em geral
de curta duração (alguns meses a anos). Pelo contrário, designa-se poligenética, quando uma
sucessão de diferentes episódios vulcânicos centrados e/ou fissurais, durante um período de
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tempo de alguns milhares a dezenas de milhar de anos, origina um edifício vulcânico de grandes
dimensões.
e)
a actividade vulcânica denomina-se secundária (também chamada adventícia, satélite ou
parasita), quando o centro emissor (vent) se localiza nos flancos de um edifício vulcânico
principal. A actividade secundária, em função do posicionamento dos centros emissores no
vulcão principal, pode ser:
- terminal ou sub-terminal, consoante haja extrusão a partir de centros emissores localizados
no topo do cone, ou muito próximo deste, respectivamente (incluindo no interior duma cratera
terminal).
- lateral, se a extrusão se dá nos flancos do cone alimentada por intrusões magmáticas (e.g.
sistema filoniano), frequentemente dispostas ao longo de um conjunto de fracturas radiais ao
edifício vulcânico.
- excêntrica, tal como no caso anterior, mas em que a ascensão magmática se processa ao
longo de fissuras não directamente interligadas à conduta de alimentação central do vulcão.
Neste caso, a presença de fracturas controladas pela tectónica local/regional favorecem essa
extrusão excêntrica da lava.
- intra-caldeira, (Fig_6) quando o centro emissor está implantado no interior de uma depressão
vulcânica de grandes dimensões (e.g. caldeira)
Fig_6. Actividade intra-caldera, interior da Caldera
das Sete-Cidades, Ilha de São Miguel, Açores.
f)
de acordo com a classificação de GEORGE WALKER, a actividade vulcânica pode ser:
havaiana, estromboliana, vulcaniana, sub-pliniana, pliniana, ultrapliniana, surtseiana e
freatopliniana. Esta classificação, proposta inicialmente em 1973, identifica e caracteriza
(qualitativa e quantitativamente) diferentes estilos eruptivos, retomando algumas das
designações clássicas propostas em 1908 por A. LACROIX para as erupções vulcânicas (cf.
“havaianas, estrombolianas, vulcanianas e peleanas”).
Na classificação de G. WALKER (Fig_7), a distinção entre os diferentes estilos eruptivos é feita em
função de vários parâmetros, tais como: 1) a magnitude da fase eruptiva, determinada em função do
volume total emitido; 2) o poder dispersivo, definido pela área coberta por piroclastos de queda; 3) a
intensidade, dependente da altura da coluna eruptiva; e 4) o potencial destrutivo da erupção, definido pela
área abrangida pela isopaca de 1 metro.
Fig_7. Classificação da actividade
vulcânica
proposta
por
G.
WALKER. In: Cas e Wright (1987).
Apresenta-se, de seguida, uma caracterização sumária de cada um daqueles tipos de actividade
vulcânica:
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- havaiana (do arquipélago de Hawaii, EUA): dominantemente efusiva, com a memissão de volumes
significativos de escoadas lávicas basálticas, muitas vezes a partir de fissuras eruptivas (Fig_8);
sobretudo na fase inicial das erupções, há extrusão de pequenos volumes de depósitos piroclásticos,
sob a forma de “repuxos lávicos” (lava ou fire fountains) e de acumulações de spattern, formação de
vulcões em escudo (shield volcanoes), lagos de lava e extensos mantos lávicos.
Fig_8.
Actividade
havaiana.
Arquipélago Hawauu, EUA.
In: pubs.usgs.gov
- estromboliana (de Stromboli, Itália): moderadamente explosiva, caracterizada por várias explosões
discretas e intermitentes, sem uma coluna eruptiva permanente (e em geral inferior a 500 m de
altura); característica de magmas básicos; projecção de bombas e de lapilli escoriáceos (com
trajectória balística. Fig_9); formação de cones de escórias (scoria cones) e escoadas lávicas
associadas.
Fig_9. Actividade estromboliana em
centros eruptivos adventícios do vulcão
Etna (Itália)
- vulcaniana (de Vulcano, Itália): maior explosividade na sua fase inicial, com a formação de uma
brecha de explosão associada à desobstrução da conduta, selada por um rolhão (plug) formado
durante uma fase eruptiva anterior, projecção de grandes blocos/bombas; coluna eruptiva de 10 a 20
Km de altura (Fig_10), resultante de repetidas e contínuas explosões de pequena a moderada
magnitude; comum em vulcões poligenéticos, onde provoca a destruição de partes do edifício
vulcânico, incluindo a formação de crateras de explosão; associada a magmas de maior viscosidade
(e.g. andesíticos), pelo que eventuais escoadas lávicas são de reduzida extensão.
Fig_10. Actividade vulcaniana. In: www.volcano.si.edu
- sub-pliniana ou vesuviana (de Vesúvio, Itália): muito explosiva, com colunas eruptivas até cerca
de 30 km de altura e que se mantêm por longos períodos de tempo (Fig_11); emissão de grandes
volumes de tefra; associada a magmas dacíticos e riolíto; velocidades de ejecção de 100 a 400 m/s;
as fases efusivas associadas dão origem a domos (também designados por “domas”) e coulées.
Fig_11. Actividade sub-pliniana a
pliniana. Vulcão Komaga-take,
Japão.
- pliniana (de “Plíneo, O Jovem”, historiador romano): grande explosividade, com grande dispersão
de tefra; as colunas eruptivas atingem cerca de 50 km de altura; tal como nas actividades subpliniana e pliniana, a actividade eruptiva pode durar de algumas horas a poucos dias, terminando
muitas vezes com a formação de escoadas piroclásticas.
- surtseiana (da Ilha de Surtsey, Islândia): actividade hidrovulcânica equivalente às estrombolianas,
associada a magmas básicos; provoca uma descoloração da água e a formação de bancos/ilhas;
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vigorosas colunas eruptivas, de vapor e cinzas, estas últimas sob a forma de “jactos cipressóides” de
cor escura (Fig_12); formação de base surge; várias semanas a meses de duração; edificação de
anéis e de cones de tufos surtseianos.
Fig_12. Actividade surtseiana,
vulcão dos Capelinhos, Ilha do
Faial (Açores)
- freatopliniana: actividade hidrovulcânica equivalente às sub-plinianas e plinianas, associada a
magmas siliciosos; origina depósitos de cinzas muito finas e de grande dispersão; formação de
depósitos tipo surges; grandes colunas eruptivas, que podem atingir cerca de 40 km de altura.
Na classificação de G. WALKER, a actividade surtseiana (e.g. Capelinhos, 1975) e a freatopliniana (e.g.
Askja, Islândia, 1875) correspondem a erupções hidrovulcânicas (com interacção magma-água) em águas
pouco profundas, estando associadas, respectivamente, a magmas básicos (e.g. basálticos) e a magmas
ácidos (e.g. riolíticos).
Por outro lado, a designação de “actividade peleana” (de Monte Pelée, Caraíbas), ainda utilizada por
alguns autores, é melhor caracterizada, no contexto da classificação de G. WALKER, como vulcaniana,
ou pliniana. Genericamente, pode caracterizar-se a actividade peleana como estando associada a:
magmas muito viscosos (e.g. dacíticos e riolíticos); génese de domos, agulhas e coulées, “nuvens
ardentes”, geradas pelo colapso e/ou explosões nos flancos de domos e de coulées (Fig_13).
Fig_13. Chaminé vulcânica apresentada como
relevo residual saliente. Pedreria, S. Jorge,
Açores.
Refira-se, por fim, que a denominação de actividade “serretiana” (de Serreta, Ilha Terceira) foi
recentemente proposta por V.H.FORJAZ para uma actividade hidrovulcânica associada a magmas
básicos de elevada fluidez, em águas “profundas” (da ordem de 500-700 m). Os elementos recolhidos
durante a erupção do “Vulcão Oceânico da Serreta” (1998/2000), indiciam tratar-se de uma actividade
marcadamente fissural, condicionada por fundos marinhos de vertentes de alto pendor, o que favoreceu a
formação de pillow lavas temporariamente flutuantes (Fig_14). Os vestígios superficiais da erupção,
reduzidos, incluem (para além das referidas pillow lavas, ou “balões de lava” flutuantes), a emissão de
colunas de vapor branco (Fig_15) e a ascensão de piroclastos finos até à superfície da coluna de água.
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Fig_14. Representação
esquemática da actividade
serretiana. In: FORJAZ et al.
(2001)
Fig_15. Pillow lavas flutuantes da erupção do
“Vulcão Oceânico da Serreta” (a Oeste da Ilha
Terceira, Açores) em Fevereiro do 2000.
produtos vulcânicos
A mais abrangente classificação dos produtos vulcânicos tem em conta o seu quimismo, designadamente
os seus teores em sílica e em alcalis. Assim, as rochas ácidas (ou siliciosas- e.g. riolito) são as que
apresentam maiores teores em sílica, enquanto que as básicas (e.g. basalto) se encontram no outro
extremo do espectro, havendo todos os termos intermédios (e.g. andesitos e dacitos). As rochas
siliciosas são compostas predominantemente por quartzo e feldspato e por pequenas quantidades de
mica ou de anfibola. As rochas básicas contêm teores muito menores de SiO 2 (razão pela qual não
possuem quartzo livre), mas apresentam quantidades importantes de plagioclase e piroxena, bem como
quantidades variáveis de olivina e óxidos.
Uma classificação das rochas vulcânicas em função dos respectivos teores em (Na 2O+K2O) e em SiO2 é
apresentada na Figura_16, a qual inclui termos como os andesitos, dacitos, havaitos, mugearitos,
benmoreitos, traquitos e os basaltos picriticos, entre outros. No domínio dos “basaltos” (rochas vulcânicas
que cobrem cerca de 70% da superfície do Planeta Terra) salienta-se a existência de duas variedades
importantes: os toleitos (relativamente enrriquecidos em sílica e que contêm minerais ricos em cálcio,
como plagioclase e piroxena) e os basaltos alcalinos (mais ricos em Na e K, e que usualmente contêm
olivina).
Fig_16. Sistema classificativo para
as rochas vulcânicas. In: FRANCIS
(1993).
Do ponto de vista vulcanológico, e em função do seu modo de emissão, os produtos vulcânicos podem
agrupar-se genericamente em: 1) escoadas lávicas, material em fusão, associado a fases efusivas, que
se movimenta ao longo das vertentes e 2) piroclastos ou tefra, fragmentos projectados como partículas
discretas, na dependência de explosões vulcânicas.
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As escoadas lávicas possuem uma composição muito variada, desde carbonáticas a basálticas, dacíticas
a riolíticas, sendo que, para além da respectiva composição química, outros parâmetros influenciam as
suas propiedades físicas, como é o caso do teor em voláteis, do conteúdo em cristais e do modo de
arrefecimento da escoada. A classificação mais usual dos materiais efusivos (escoadas lávicas) é
realtivamente simples e inclui as designações tradicionais de lavas pahoehoe, lavas aa e lavas em
blocos, as quais caracterizam a morfologia, ou seja, o aspecto externo/superficial da escoada
caracterizando-se por:
- escoadas pahoehoe (Fig_17): superfície contínua, lisa ou ligeramente ondulada, neste caso sob a
forma de diversos lóbulos convexos de pequenas dimensões (designados por pahoehoe toes); esta
morfologia é popularmente designada de “lajes” ou “lajidos” na Ilha do Pico (Açores), termos que o
autor propõe como sinónimos de “lavas pahoehoe”; a superfície da escoada apresenta-se
frequentemente com elevada vesicularidade, que lhe confere um aspecto esponjoso (spongy); em
zonas mais declivosas e junto a bocas eruptivas caracterizadas por baixas taxas de efusão, são
comuns morfologias pahoehoe do tipo “lava em tripa” (dribet ou entrail pahoehoe lava. Fig_18);
outras micro-estruturas comuns são a lava encordoada (ropy lava), rendilhada e entrançada.
Fig_17. Morfologia pahoehoe em escoadas lávicas
basálticas do topo da Montanha do Pico (Açores),
popularmente designada de “lajes” ou “lajidos”
Fig_18. “Lavas em tripa” (entrail lavas) em
escoadas pahoehoe do topo da Montanha do
Pico, Açores.
- escoadas aa: apresentam uma superfície muito irregular, espinhosa e áspera, de fragmentos soltos
e escoriáceos, de dimensões variadas; estes níveis de fragmentação (designados por clínker)
apresentam espessuras variáveis e desenvolvem-se no topo e na base da escoada/unidade de fluxo
(Fig_19).
Fig_19. Morfologia aa em escoadas lávicas
do portinho da fajã de Sto. Antão, S.Jorge,
Açores. Observe-se a textura escoriácea no
teto (rough clinker top) e a lava massiva com
disjunção colunar na base.
- lavas em blocos (blocky lava): composta por blocos de lava, usualmente regulares, maciços e de
superfícies lisas, que apresentam grandes dimensões, por vezes métricas; frente da escoada muito
declivosa, com várias dezenas de metros de altura.
Neste contexto, deve salientar-se que as escoadas lávicas, sobretudo os dois primeiros tipos acima
referidos, podem apresentar-se como unidades de fluxo (flow units) únicas (usualmente associadas a
taxas de emissão elevadas), denominando-se, então, por escoadas simples (Fig_20).
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Fig_20. Escoadas aa simples separadas
pelos níveis clinker. Mistérios de Urzelina,
S.Jorge, Açores.
Pelo contrário, as escoadas compostas (compound flows) caracterizam-se por diversas unidades de
fluxo, usualmente pequenas e pouco espessas, sobrepostas umas relativamente às outras, que
arrefeceram simultaneamente (Fig_21).
Fig_21. Escoadas pahoehoe composta. Ilha
do Pico, Açores.
As observações de terreno comprovam que, em muitas situações, a superfície das escoadas lávicas
apresenta características que retratam uma menor fluidez das escoadas, ou das unidades de fluxo, às
quais correspondem estádios de viscosidade intermédios entre as escoadas pahoehoe e as aa. Surgiram,
assim, designações complementares àquelas tradicionais acima referidas, e que incluem as “lavas
pahoehoe imperfeitas” (rough pahoehoe), as lavas “pasta de dentes” (toothpaste lava. Fig_22) e as
“lavas em placas” (slab pahoehoe). Estes tipos de morfologia apresentam como característica comum
uma superfície espinhosa, irregular e/ou ondulada, que contrasta com a suave morfologia das escoadas
pahoehoe.
Fig_22. Morfologia do tipo
“pasta de dentes”, Baia
Entre Morros, Velas, S.
Jorge, Açores.
As escoadas lávicas aa, por seu turno, evidenciam diferentes características consoante a distância ao
respectivo centro emissor, podendo distinguir-se sobretudo dois tipos: “proximais” e “distais”. As escoadas
lávicas aa proximais, mais fluidas, que apresentam viscosidade semelhante à das lavas toothpaste e
apresentam usualmente espessuras pequenas, segundo canais lávicos pouco profundos (Fig_23).
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Fig_23. Em baixo, canal lávico na Serra da Ilha de São Jorge, Açores. À
direita, canal lávico. Ilha do Hierro, Ilhas Canárias, Espanha.
Pelo contrário, as escoadas aa distais atingem espessuras usualmente superiores a 10 metros, com uma
frente de escoada elevada, composta por clinker com fragmentos de dimensões muito variadas (desde
blocos a areia). É igualmente nas zonas distais das escoadas lávicas aa que se observa uma maior
profusão de “bolas lávicas de acreção” (accretionary lava balls), estruturas vulcânicas concêntricas
típicas destas escoadas lávicas (Fig_24) e que se formam por um processo idêntico ao das bolas-deneve, a partir de um fragmento sólido que é incorporado na lava, viscosa, em movimento
Fig_24. Bola lávica de acreção associada à escoada
aa da fajã das Velas o origem da qual é o Pico dos
Loiros. Zona balnear da Preguiça, Velas, S. Jorge,
Açores.
As lavas pohoehoe e aa são muitas vezes emitidas de um mesmo centro eruptivo, sendo factores como a
taxa de efusão, a viscosidade do magma, a morfologia e a inclinação da superfície de escoamento que
determinam o aspecto superficial evidenciado perla escoada lávica. Refira-se, contudo, que enquanto que
as lavas pahoehoe podem evoluir para lavas aa (cf. Arrefecimento da lava), o inverso nunca acontece.
Por outro lado, as lavas pahoehoe típicas desenvolvem-se quase exclusivamente em escoadas basálticas
de baixa viscosidade, enquanto que as lavas aa podem encontrar-se numa maior variedade de escoadas
lávicas, incluindo nomeadamente os andesitos basálticos. Ao invés, as “lavas em blocos” são típicas das
escoadas lávicas andesíticas, nas quais nunca foram encontradas morfologias no tipo pahoehoe. Por fim,
a extrusão de escoadas lávicas de elevada viscosidade (e.g. dacíticas e riolíticas) origina morfologias
típicas, caracterizadas por níveis de obsidiana, laminação pronunciada e formas de relevo elevadas,
espessas e de bordos declivosos, as quais incluem os domos e as coulées, referidas mais adiante.
Os piroclastos, por seu turno, incluem sobretudo fragmentos resultantes directamente do arrefecimento e
da solidificação de magma, bem como da fragmentação de rochas encaixantes, pré-existentes e já
consolidadas. Função das suas características morfo-estructurais, os produtos piroclásticos são
vulgarmente agrupados em:
- pedra pomes (pumice): tefra de cor clara (Fig_25), associada a erupções explosivas de
magmas diferenciados, siliciosos e intermédios (e.g. fonolíticos e traquíticos); constituem
fragmentos muito vesiculados, de grande porosidade e baixa densidade (<1g/cm3); mais
raramente, apresenta uma coloração mais escura (cf. Composição mais básica) e densidade
mais elevada, designando-se por reticulite; se resultante de magmas porfíricos, apresenta
cristais; vesículas de aspecto fibroso; emitida no estado sólido, pelo que apresenta-se
usualmente formas angulosas (e.g. blocos).
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Fig_25. Pedra pomes associada a o vulcão da Caldeira
na Ilha do Faial, Açores.
- líticos: fragmentos rochosos, densos e maciços, observados nos depósitos piroclásticos, quer
resultem, ou não, da solidificação do magma emitido; os fragmentos de rochas mais antigas do
mesmo vulcão, e associados a erupções anteriores, denominam-se líticos acessórios; os fragmentos
não relacionados com uma actividade vulcânica e que foram arrancados ao substrato (por exemplo
de rochas calcárias) denominam-se líticos acidentais.
- escória (scoria ou cinder): tefra de cor escura e aspecto frequentemente esmaltado/iridescente
(Fig_26); com vesicularidade, densidade e formas muito variadas; associadas a magmas pouco
viscosos (básicos e intermédios), nomeadamente basáltico-andesíticos; emitidas ainda fluidas,
solidificam no ar ou depois de atingirem o solo, o que lhes confere formas muito diversas.
Fig_26. A esquerda, depósito de queda constituído de
escórias basálticas. Pico dos Loiros, Velas, S. Jorge,
Açores. Em baixo, diferencia entre depósitos de queda de
pedra pomes (branco) e de escórias (preto-castanho).
Vulcão do Teide, Ilhas Canárias, Espanha.
Neste âmbito, refira-se que os spatter (“salpicos de lava” ou “emplastros”) são igualmente piroclastos (e.g.
basálticos) que atingem o solo ainda bastante fluidos e plásticos, uma vez que se acumulam muito
próximo do centro emissor. Por este motivo moldam-se uns aos outros (deformando-se plasticamente),
dando um depósito aglutinado (Fig_27) que, por este motivo, é susceptível de apresentar declives
acentuados. Distinguem-se, assim, dos depósitos de escórias, os quais constituem acumulações de
piroclastos soltos, logo, mais instáveis e sujeitos a movimentos de massa do tipo grain flow
(“escorregamento de grãos”).
Fig_27. “Salpicos de lava” em lavas pahoehoe. Notar a
deformação plástica sofrida pelos fragmentos de lava e o
grau de aglutinação do depósito. Fajã da Ribeira d'Areia, S.
Jorge, Açores.
Por outro lado, do ponto de vista genético, os materiais piroclásticos podem agrupar-se em: 1)
piroclastos de queda e 2) piroclastos de fluxo (Fig_28). No primeiro caso, os fragmentos,
essencialmente gravíticos, atingem o solo por queda livre, quer a partir de uma coluna eruptiva, quer
projectados balisticamente a partir da boca emissora. No segundo caso, os piroclastos movimentam-se ao
longo das encostas do edifício vulcânico sob a forma de uma escoada.
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Fig_28. Representação esquemática da
actividade pliniana- subpliniana
Os piroclastos de queda, em função da granulometria dos clastos/fragmentos, classificam-se em:
1_ cinzas: se apresentam dimensões inferiores a 2 mm.
2_ lapilli: quando os clastos têm dimensões compreendidas entre 2 a 64 mm.
3_ bombas e blocos: se têm dimensões superiores a 64 mm e apresentam, respectivamente, uma
forma arredondada, ou angulosa.
Os blocos e bombas apresentam uma trajectória balística parabólica (Fig_9) a partir do centro emissor e
são usualmente projectados a distâncias relativamente pequenas. Os lapilli basálticos (Fig_26), que nos
Açores são designados por “bagacina” (ou por “cascalho”), podem apresentar formas idênticas às das
bombas. Os depósitos de cinzas vulcânicas consolidadas denominam-se cineritos, enquanto que a
designação de “tufo” se aplica, genericamente, a todos os depósitos piroclásticos de granulometria cinza
ou lapilli que se apresentam litificados. Aos materiais piroclásticos de dimensões muito reduzidas
(inferiores a 1/16 mm) aplica-se muitas vezes a designação de cinzas finas ou poeiras vulcânicas.
Uma vez que a classificação granulométrica acima apresentada traduz exclusivamente o tamanho dos
tefra, sendo por isso independentemente da génese e composição química do material piroclástico,
àquelas designações é frequente adicionarem-se termos como “escoriáceo” ou “basáltico” (quando
estão associados a magmas básicos) e “pomítico” (quando emitidos na dependência de magmas
ácidos). Têm-se, assim, cinzas basálticas e cinzas pomíticas, bombas escoriáceas e blocos pomíticos,
consoante as dimensões dos clastos e a sua natureza/quimismo.
Os piroclastos de fluxo, por seu turno incluem:
- escoadas piroclásticas: fluxos piroclásticos em que os clastos (de dimensões variadas, mas em
que as cinzas são dominantes) movimentam-se envolvidos em gás a temperatura elevada.
- escoadas de lama e “escoadas de detritos”: fluxos piroclásticos em que os clastos, de natureza
vulcânica, movimentam-se envolvidos em água.
As escoadas piroclásticas s.l. correspondem assim, e de um modo genérico, a fluxos piroclásticos de alta
densidade, que se deslocam junto ao solo, num fluxo essencialmente laminar. Em função do seu
mecanismo genético e da sua composição, estas escoadas incluem:
- escoadas piroclásticas pomíticas (“escoadas piroclásticas propriamente ditas”): compostas por
pedra pomes, poeiras e gás; associadas ao colapso de colunas eruptivas convectivas.
- nuvens ardentes (nuées ardentes, glowing clouds ou glowing avalanches): constituídas por clastos
densos, não vesiculados, resultantes do colapso gravítico dos flancos/frente de domos e de coulées
(i.e. escoadas lávicas muito viscosas); mais recentemente são designadas de escoadas de blocos e
de cinzas (block and ash flows).
- surges: escoadas piroclásticas em que a concentração de fragmentos/clastos é menor, conferindo à
escoada uma densidade inferior à das escoadas pomíticas e das nuvens ardentes.
Os surges (ou “ondulações piroclásticas”) são, assim, tipos particulares de escoadas piroclásticas,
que: 1) têm baixa densidade e elevada velocidade; 2) apresentam fluxo turbulento e uma
movimentação não condicionada pela topografia; 3) têm elevado poder destrutivo; 4) atingem
menores distâncias do que as escoadas piroclásticas propiamente ditas; 5) os respectivos depósitos
12
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apresentam-se frequentemente com estratificação e laminação importante (centrimétrica a
decimétrica). Os principais tipos de surges são:
a)
base surges: formados a partir de uma nuvem piroclástica em forma de anel (Fig_12),
gerada aquando de erupções hidrovulcânicas, quer de magmas básicos, quer de magmas
ácidos; esse anel, que se forma ao nível do solo/mar, progride radialmente relativamente ao
centro emissor.
b)
ash cloud surges: formados a partir das nuvens que acompanham a implantação duma
escoada piroclástica (Fig_28 e Fig_29).
c)
ground surges: formados, quer pelo colapso parcial da parte externa da coluna eruptiva,
quer na parte frontal de uma escoada piroclástica (Fig_29) devido a fluidização da mesma
pelo ar aprisionado pela cabeça da escoada, aquando da sua movimentação.
Fig_29. Representação
esquemática da evolução
dos fluxos piroclásticos. À
direita, mostrasse a
formação dum fluxo
piroclástico a partir do
colapso duma doma. Em
baixo, aparece em detalhe
a deposição dos materiais
que constituem o fluxo.
Os depósitos resultantes das nuvens ardentes e das “ondulações piroclásticas” designam-se por
depósitos de cinzas e de blocos. Por seu turno, os depósitos resultantes das escoadas das escoadas
piroclásticas em que os clastos/fragmentos são maioritariamente pomíticos (e.p. propiamente ditas) são
designados por ignimbritos, quer se apresentem soldados (welded), ou não. Estas rochas vulcânicas
soldadas, implantadas a temperaturas elevadas, apresentam uma estrutura fluidal com fiammes, ou seja,
com concentrações lenticulares vítreas, escuras e densas (compostas por fragmentos pomíticos
comprimidos e estirados segundo os planos de acamação do depósito) dispersas numa matriz mais clara.
Os ignimbritos soldados, foram amplamente utilizados nos Açores como pedra ornamental (e.g.
“ignimbrito das Lajes”, Ilha de Terceira e “ignimbrito da Povoação”, Ilha de São Miguel), enquanto que os
ignimbritos não soldados (e.g. “tufos” da Ribeira Grande, Ilha de São Miguel) são explorados para a
produção de inertes ou para a produção de blocos, dada a sua natureza detrítica e não litificada.
Como se disse, os piroclastos de fluxo em que os clastos se movimentam envolvidos em água
constituem:
- escoadas de lama (mud flows): fluxos de lama nos quais predominam os fragmentos piroclásticos
da dimensão cinza.
- escoadas de detritos (debris flows): em que dominam os clastos de maiores dimensões, incluindo
blocos métricos e como várias toneladas de peso, arrastados na corrente, dada a natureza torrencial
destes fluxos.
Refira-se que as “avalanchas de detritos” (debris avalanches) se distinguem das escoadas de detritos
(debris flows), uma vez que nas primeiras não há saturação em água da formação vulcânica, dando-se o
fluxo piroclástico com uma interacção clasto-clasto (ver escoadas de blocos e cinzas).
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Os depósitos resultantes das escoadas de lama e de detritos são designados lahars (ou “depósitos de
enxurradas”) e estão associados a fenómenos de solifluxão/liquefacção de formações vulcânicas
detríticas (pela sua saturação em água), fenómenos esses que estão entre os mais destruidores
associados ao vulcanismo. Os lahars podem estar directamente associados a uma erupção vulcânica
(designando-se lahars primários ou sin-eruptivos), ou podem ocorrer independentemente de fenómenos
eruptivos (lahars secundários ou pós-eruptivos). Os lahars primários formam-se por exemplo: 1) na
dependência de chuvadas mais ou menos intensas que vão saturar cinzas e lapilli depositados por um
vulcão em actividade; 2) pela expulsão de um lago de cratera/caldeira; 3) pela fusão de gelo e neve
acumulados num vulcão que entra em actividade, como aconteceu na erupção do vulcão Nevado del
Ruiz, Colômbia, em Novembro de 1985, que causou a morte a cerca de 22000 pessoas na vila de
Armero.
Os lahars secundários, por seu turno, correspondem a depósitos epiclásticos resultantes de movimentos
de massa associados a uma liquefacção de formações vulcânicas detríticas. Esses movimentos gravíticos
dão-se, designadamente: 1) na sequência de abalos sísmicos fortes que promovem a movimentação de
vertentes instáveis, como foi o caso em Vila Franca do Campo, Ilha de São Miguel, em Outubro de 1522,
que casou cerca de 4000 a 5000 mortes, ou 2) na sequência de precipitações anormalmente intensas,
como aconteceu no Fojo (Furnas), em 1996, ou em Outubro de 1997, na freguesia de Ribeira Quente
(Ilha de São Miguel), onde causou 29 vítimas mortais.
De entre os produtos associados a uma actividade hidrovulcânica básica destacam-se: 1) as pillow lavas
(“lavas em almofada”), lavas submarinas que podem apresentar uma forma tubular ou alongada (daí
também se designarem por “lavas em rolo”). 2) hialoclastitos: clastos vitrificados resultantes da
fragmentação de lavas devido ao seu rápido arrefecimento em contacto com água. Este último termo,
tem, igualmente, uma aplicação mais generalizada, englobando todos os materiais vítreos gerados em
erupções hidrovulcânicas básicas (ou também, em erupções sub-glaciais), incluindo aqueles derivados de
escoadas submarinas, bem como os fragmentos de natureza explosiva (piroclastos submarinos).
O rápido arrefecimento resultante do contacto magma-água na actividade hidrovulcânica básica dá
origem a um depósito piroclástico chamado tufo surtseiano (ou tufo hialoclastítico), no qual dominam as
dimensões cinza e lapilli, com clara predominância para a primeira (Fig_28). Essa interacção origina um
vidro vulcânico denominado sideromelana, o qual evolui rapidamente para a palagonite um produto de
alteração de cor amarelada resultante da hidratação do vidro basáltico e composto maioritariamente por
minerais da argila. Por essa razão os cones de tufos surtseianos são também designados por “cones de
tufos palagoníticos” por alguns autores.
Fig_30. Tufo hialoclastítico (cinzas/lapilli) de
origem surtseiano. Notasse a coloração amarelaacastanhada, a compacidade e a estratificação.
Zona balnear da Preguiça, Velas, S. Jorge,
Açores.
Refira-se, neste contexto, que a obsidiana corresponde a um vidro vulcânico (de cor negra ou cinzento
escuro, brilho vítreo e fractura concoidal) associado a magmas muito siliciosos (riolíticos), pelo que está
frequentemente presente quer em níveis superficiais/externos de domos e coulées, quer em escoadas
piroclásticos (e.g. fiammes).
formas vulcânicas: génese e principais características
O conjunto de formas que compões o modelado vulcânico é muito rico e diversificado. Por uma questão
de sistemática, as principais formas vulcânicas são usualmente separadas em cinco grupos: as formas
originadas pela emissão de escoadas lávicas, as resultantes da acumulação de materiais piroclásticos, as
formas mistas, as depressões vulcânicas e as formas subvulcânicas.
formas resultantes da emissão de escoadas lávicas
No conjunto das formas originadas pela emissão e acumulação de uma ou de várias escoadas lávicas
(Fig_31) incluem-se os vulcões em escudo (ou shield volcanoes) que se formam principalmente devido
a erupções basálticas efusivas e que correspondem a formas cónicas achatadas, muito extensas e com
declives suaves, que variam de 4 a 6º. Apresentam um contorno circular ou elíptico, em planta e, em
perfil, assemelham-se aos antigos escudos de armas, daí a sua designação.
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Fig_31. Empilamento de escoadas
lávicas no portinho da fajã da
Queimada, S. Jorge, Açores.
A sua forma resulta do empilhamento de várias escoadas de lava basáltica, pouco espessas, e que são
emitidas, quer de um mesmo centro emissor no topo do vulcão, quer a partir de fissuras. No primeiro caso
(como acontece nos escudos islandeses) os edifícios vulcânicos são mais ou menos circulares, enquanto
que no segundo caso (como acontece no Havai) os vulcões em escudo apresentam contorno mais
irregular e alongado.
Os vulcões em escudo correspondem aos maiores aparelhos vulcânicos da Terra. No topo dos shield
volcanoes, especialmente no Hawaii, são comuns crateras ou caldeiras de colapso, conferindo ao vulcão
um aspecto achatado. A ocorrência de emissões lávicas nos flancos do cone contribui, também, para a
sua forma achatada.
Os domas (ou domos), por seu turno, formam-se quando a lava é muito viscosa e tem dificuldade em
fluir. Tende, então, a acumular-se directamente sobre a conduta ou a abertura emissora (vent), dando
relevos de vertentes muito declivosas (Fig_32). Alguns domas estão associados à asserção de material
sólido ou parcialmente sólido que obstrui a cratera ou as zonas terminais da conduta. Neste caso
designam-se por plug domes ou “domas-chaminé”.
Fig_32. Representação esquemática dos
principais tipos de domas. In: Ollier, 1998.
As principais características destas formas vulcânicas são: vertentes muito declivosas, ausência de uma
cratera e um contorno circular ou oval, em planta, tal como se pode observar no doma de Castelo Branco
na Ilha do Faial (Fig_33)
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Fig_33. Doma traquítica. Castelo Branco, Faial,
Açores.
Os domas evidenciam frequentemente uma estrutura rochosa interna segundo camadas concêntricas
(relacionadas com o crescimento do doma) e níveis mais externos compostos por material muito
fragmentado e solto, do tipo brechóide (crumble breccia), o qual resulta da facturação da crosta
solidificada do doma, à medida que este cresce. (Fig_34)
Fig_34. Doma com disjunção colunar na base e
aspecto brechóide no teto. Ilha das Flores,
Açores.
Para além das formas atrás descritas, de dimensões mais ou menos importantes, as erupções de
natureza basáltica (menos explosivas) e as escoadas lávicas daí resultantes (mais fluidas) são
caracterizadas, morfologicamente, por um vasto conjunto de estruturas e micro-relevos, de entre os quais
destaca:
1_ os pahoehoe toes, lóbulos convexos, com superfícies lisas, dimensões variadas e que estão
associados ao mecanismo de avenço das escoadas pahoehoe (Fig_35). Resultam da injecção de lava
fluida através de uma abertura que se abre na frente plástica da escoada, devido ao seu avanço.
Fig_35. Detalhe das escoadas pahoehoe que formam a fajã da
Ribeira de Areia, S. Jorge, Açores.
2_ os tumuli (tumulus no singular), arqueamentos da crosta superficial das escoadas lávicas, com forma
circular ou oval. Originam-se devido às pressões hidrostáticas exercidas no topo da escoada, já
solidificada, pela movimentação inferior da lava, ainda líquida. Se a sua curvatura for muito acentuada, os
tumuli podem fender-se e a lava pode mesmo ascender à superfície através destas aberturas.
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3_ A presença de elevações alongadas, formando cristas, no topo das escoadas lávicas, as quais podem
ter diferentes origens:
3.1_ as “cristas de pressão” (pressure ridges) ocorrem quando a crosta da escoada é
levantada, ou arqueada, segundo um mecanismo idêntico ao descrito para os tumuli. Neste caso,
a movimentação inferior da lava vai provocar uma pressão hidrostática suplementar no topo da
escoada, arqueando-a segundo uma estrutura linear.
3.2_ as “cristas laterais” (lateral ridges) formam-se quando a parte central de uma escoada
lávica sofre um abatimento, devido à drenagem da lava (Fig_36). Os bordos da escoada já
solidificada e mais resistentes, não são afectados pelo abatimento e dão origem a duas cristas
salientes, com uma depressão no meio (as lava trench).
Fig_36. Colapso a parte central duma escoada
lávica. Portinho da fajã de Sto. Amaro, S. Jorge,
Açores.
3.3_ as spatter ramparts são também cristas alongadas, que resultaram da acumulação de
spatterns, i.e “salpicos” de lava, com textura escoriácea e que, dado o seu estado plástico ao
atingirem o solo, se apresentam soldados (welded) ou aglutinados entre si. A edificação desta
“muralha de salpicos de lava” está relacionada com erupções fissurais, com projecção e
acumulação de spattern para ambos lados da fissura.
Por acumulação deste material, a forma pode evoluir para uma elevação cónica mais ou menos
bem definida.
Fig_37. Formação dum spattern cone. Havai.
Estas elevações, que se designam por spattern cones, apresentam vertentes tendencialmente mais
declivosas (Fig_37), dado o grau de aglutinação (e, logo, maior estabilidade) do material vulcânico que as
constitui. Na Ilha do Pico podem observar-se diversos spattern cones, bem como os micro-relevos atrás
referidos, dada a natureza basáltica do seu vulcanismo.
4_ Os honitos, pequenos cones lávicos sem raiz, i.e., sem conduta profunda, com alguns metros de
altura e formados por “salpicos” de lava, em resultado de explosões pequenas e pontuais que ocorrem à
superfície de escoadas lávicas. Têm uma forma cónica bem definida e apresentam, em geral, uma
abertura ou “boca” no topo (Fig_38). Refira-se, a propósito, que alguns autores usam os termos hornito e
spatter cone como sinónimos.
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Fig_38. Relicto de um hornito. Preguiça das
Velas, S. Jorge. Açores
5_ os deltas lávicos (fajãs lávicas), formam-se quando as escoadas avançam sobre um lago ou atingem
o mar, provocando o recuo da linha de costa, como foi o caso do delta lávico da Fajã do Ouvidor (Fig_39),
das Velas, da ribeira d’Areia, Sto. Amaro, Queimada, das Pontas, Penedia, Mero ou de Urzelina. Á
superfície destes deltas podem ocorrer pseudocrateras ou cones litorais (formas que serão descritas
posteriormente) e a erosão da frente do delta ou uma drenagem posterior conferem-lhe, muitas vezes, um
aspecto digitado.
Fig_39. Fajã lávica do ouvidor, S. Jorge, Açores
6_ As grutas ou túneis lávicos (típicos das escoadas pahoehoe), cujo mecanismo de formação pode ser
explicado do seguinte modo: ao mesmo tempo que se movimentam ao longo de um declive, a superfície e
os bordos das escoadas lávicas solidificam-se mais ou menos rapidamente (em contacto com o ar e as
formações envolventes), enquanto que o seu interior continua líquido e a fluir. Uma vez terminado o
fornecimento de lava a partir de montante e se a parte central da escoada for drenada forma-se um túnel
total ou parcialmente aberto.
Os túneis lávicos (também designados por túneis lávicos, grutas ou cavernas) são alongados na direcção
do escoamento, podendo atingir vários quilómetros de comprimento por alguns metros de altura.
O tecto é geralmente arqueado e as suas paredes podem apresentar estruturas salientes designadas por
bancadas ou “balcões” (benches) e que testemunham antigos níveis de fluência da lava no interior do
túnel (Fig_40). Na Ilha do Pico, a Gruta das Torres totaliza mais de 3500 metros de comprimento e
apresenta vários níveis de bancadas. À superfície das escoadas surgem, por vezes, aberturas (skylights
ou clarabóias), que estabelecem a transição entre a superfície e o interior dos túneis, e que
correspondem a sectores abatidos do tecto do túnel.
Fig_40. Bancada do túnel lávico da Gruta das
Torres, Ilha do Pico, Açores.
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É comum existirem estalactites lávicas nos túneis, devido à solidificação de pingos de lava no interior do
túnel ou, ainda, pela fusão do tecto da gruta: o calor dos gases que se libertam da superfície da lava
líquida, e que se concentram junto ao tecto do túnel, provoca esta fusão (Fig_41). Estes pingos de lava
podem acumular-se no solo da gruta originando estalagmites lávicas.
Fig_41. Estalactites lávicas do túnel lávico da Gruta das
Torres, Ilha do Pico, Açores.
7_ Os algares vulcânicos correspondem, na sua maioria, a antigas condutas que foram completamente
drenadas de lava, como é o caso dos algares de Santo Amaro (Fig_42), conhecidos popularmente como
as “Bocas do Inferno”.
Fig_42. Boca dum dos algares de Sto. Amaro, S. Jorge, Açores.
O estudo das cavidades subterrâneas (grutas e algares) revela-se de grande importância, na medida em
que, para além do seu potencial interesse científico, didáctico e turístico, a presença de grutas e de
algares condiciona a circulação profunda numa região e, como tal, interfere com o decurso da erosão.
formas resultantes da acumulação de piroclastos
As formas de relevo resultantes da acumulação de piroclastos (tefra) apresentam como característica
mais importante a forma cónica nítida, como é o caso dos cones de escórias (scoria ou cinder cones)
(Fig_43). São formados essencialmente por piroclastos basálticos soltos, com dimensões variadas
(bombas, lapilli e cinzas), embora possam apresentar níveis intercalados de pequenas escoadas lávicas
ou de spattern. Quando estes cones são constituídos, na sua maioria, por “salpicos de lava”, soldados,
designam-se, como se viu, por spattern cones.
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Fig_43. Cones de escórias alinhados. Pico da Esperança, S. Jorge, Açores.
As suas principais características morfológicas (Fig_44) são uma forma cónica bem definida, os declives
rectilíneos ou ligeiramente côncavos (com inclinações que raramente ultrapassam os 33º) e a presença,
no topo do cone, de uma cratera de explosão, de perfil em taça ou funil. A região do “Complexo Vulcânico
dos Picos” na Ilha de S. Miguel, corresponde a um vasto campo de cones de escórias e escoadas lávicas
associadas.
Fig_44. Representação esquemática dos
principais tipos cones de escórias. In: Ollier,
1998.
Com dimensões muito variadas, os cones de escórias são usualmente estruturas monogenéticas, i.e.
edificados durante uma única erupção vulcânica, quase sempre do tipo estromboliano. Podem ocorrer no
seio de crateras ou caldeiras de edifícios principais ou nas suas vertentes exteriores, constituindo, neste
caso, os designados cones adventícios, secundários ou parasitas.
Os cones de escórias podem evidenciar uma cratera múltipla e distribuir-se no terreno segundo
alinhamentos mais ou menos bem definidos (Fig_44), uma vez que a sua edificação é controlada pela
tectónica da região, nomeadamente a existência de fracturas ou fissuras. Deste modo, conhecida a sua
distribuição espacial e os alinhamentos pelos cones de escórias, poder-se-ão obter importantes
indicações acerca do sistema regional de fracturas.
Estas formas vulcânicas têm, regra geral, uma forma circular, em planta, mas podem apresentar-se
alongadas ou em ferradura. Esta última resulta, quer da destruição de um dos flancos do cone por uma
escoada lávica, quer de uma acumulação dos piroclastos controlada por ventos fortes e com direcção
constante, quer, ainda, devido à movimentação dos tefra ao longo da vertente, durante a eupção. Para
além de ser fortemente condicionada pelas características da erupção que lhe está na origem, a forma
dos cones de escórias está também relacionada com a sua idade e com o modo como actuaram os
processos erosivos.
Os cones de pedra-pomes são estruturas cónicas muito semelhantes às descritas anteriormente, mas,
nesse caso, resultam de erupções moderadamente explosivas de magmas ácidos. São formados por
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pedra-pomes e cinzas pomíticas, têm normalmente um diâmetro basal superior ao dos cones de escórias
e as suas vertentes são menos declivosas, dada a maior explosividade das suas erupções.
Os cones de tufos (tuff cones) são também designados por cones de hialoclastitos, e estão
frequentemente associados a erupções basálticas surtseianas, do tipo freatomagmático (Fig_45). A
explosividade associada a estas erupções resulta do facto da conduta se situar em águas pouco
profundas, na maioria dos casos no mar (caso do vulcão Taal, nas Filipinas).
Estas formas de relevo evidenciam frequentemente uma forma cónica bem definida, como é o caso, entre
muitos outros, do Ilhéu de Vila Franca, na Ilha de S. Miguel, do Monte Guia (Faial), do Monte Brasil
(Terceira) e do Morro Grande das Velas e do Morro de Lemos na Ilha de S. Jorge. Os cones de tufos
evidenciam alguns aspectos particulares: uma grande compacidade, uma estratificação nítida e, quando
alterados, os piroclastos submarinos que os constituem, adquirem uma coloração típica, amarelada ou
acastanhada, devida a uma palagonitização do vidro vulcânico. Por este motivo estas formas foram
também designadas por “Cones de Tufos Palagoníticos”
Fig_45. À direita; Cone de tufos. Morro Grande das Velas, S. Jorge, Açores. À esquerda: detalhe do depósito
de queda surtseiano do Morro Grande das Velas.
As pseudocrateras são pequenos cones que não possuem conduta e que se formam quando as
escoadas lávicas atingem um lago ou, simplesmente, flúem sobre superfícies muito encharcadas, o que é
frequentemente na Islândia. Nestas condições, o contacto da base da escoada com a água dá origem a
pequenas explosões, devido ao vapor de água aprisionado sob a lava. Estas explosões levam à
acumulação de piroclastos, fragmentos de hialoclastito e spatters, sob a forma de um pequeno cone.
Quando a escoada atinge o mar, tais elevações recebem a designação de cones litorais. As
pseudocrateras e os cones litorais são comuns à superfície dos deltas lávicos, como é o caso do pequeno
cone existente sobre o delta lávico da Ferraria (S. Miguel) ou o Pico do Areeiro de onde saíram os
materiais que construíram o delta lávico do Ouvidor. Dadas as suas características morfogenéticas, estas
formas vulcânicas podem constituir importantes indicadores paleoambientais.
Em regiões topograficamente irregulares, as escoadas piroclásticas (associadas a erupções vulcânicas
muito explosivas, de magmas ácidos) vão ocupar preferencialmente o fundo dos vales, aplanando-os e
afectando a sua rede de drenagem. Distinguem-se, assim, dos depósitos piroclásticos de queda, os quais
cobrem mais ou menos uniformemente a superfície topográfica existente, suavizando os declives.
formas mistas
A forma mista mais comum é o estratovulcão (stratovolcano), também designado por vulcão compósito,
na medida em que é formado por níveis piroclásticos intercalados com níveis lávicos. Estes vulcões
constituem a maioria dos grandes vulcões terrestres e, como mostra o esquema da página seguinte, a
sua estrutura interna é normalmente bastante mais complexa do que uma simples alternância de tefras e
escoadas lávicas.
A inclinação das suas vertentes varia em função do ângulo de equilíbrio dos piroclastos (o qual depende,
nomeadamente, da dimensão destes materiais), enquanto que os níveis lávicos são os responsáveis pela
resistência e capacidade de suporte do edifício vulcânico. São comuns inclinações das vertentes de 20º a
30º, em altitudes de alguns quilómetros. Como exemplos elucidativos pode-se citar o Fuji (no Japão), o
Etna (na Itália) ou o vulcão do Pico, nos Açores.
Muitos estratovulcões, como é o caso da Montanha do Pico, resultaram de frequentes erupções no topo
do vulcão, designadamente numa cratera ou caldeira. Deste modo, o cone adquire um perfil muito
simétrico, um contorno circular e uma altitude importante.
O declive das suas vertentes é constante ou aumenta progressivamente para o topo, como é o caso da
Montanha do Pico. Na base passam gradualmente à paisagem circundante. A erosão fluvial dos
estratovulcões origina vales com padrão mais ou menos radial, os quais podem vir a ser ocupados por
escoadas lávicas posteriores.
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depressões vulcânicas
Estudaram-se, até agora, formas construtivas geradas pelo vulcanismo, mas, como se referiu, as
erupções vulcânicas são também responsáveis pelo aparecimento de formas de relevo negativas, ou
depressões vulcânicas, que se formam devido a explosões vulcânicas, que se formam devido a explosões
e a colapsos. As depressões de menor dimensão são as crateras e as de maiores dimensões são
denominadas de caldeiras. O limite entre umas e outras é arbitrário e varia de autor para autor, sendo
normalmente fixado para diâmetros de uma milha terrestre, ou seja cerca de 1,5 quilómetros.
As crateras apresentam formas e dimensões muito variadas e são sobretudo de dois tipos:
1_ as crateras de explosão localizam-se no topo dos cones piroclásticos (cones de escórias,
cones de pedra-pomes, etc) e dos estratovulcões. Tornam-se devido à incapacidade do cone em
se edificar directamente sobre a abertura emissora, face às contínuas explosões que aí ocorrem,
durante a erupção, e que projectam os materiais piroclásticos que tendem a acumular-se
directamente a “boca”.
Apresentam um contorno circular, alongado ou em ferradura e, em corte, têm a forma de um
cone invertido ou em taça. A forma em taça resulta da remoção dos detritos das suas vertentes
pelas águas de escorrência, os quais se vão acumular no fundo da depressão, aplanando-a. A
formação de um nível impermeável que retenha as águas de escorrência permite o aparecimento
de lagoas ou charcos.
Os maars constituem um tipo particular de crateras de explosão, que apresentam como principal
característica morfológica o facto de constituírem, quase sempre, formas de relevo “encaixadas”
no nível geral da região circundante. De vários tipos, os maars são mais extensos do que
profundos e normalmente não têm associado um cone vulcânico bem definido. As suas
características diagnosticas incluem, ainda, uma forma circular, vertentes rochosas íngremes e
um fundo plano, que está muitas vezes ocupado por lagos, como é o caso do maar da Lagoa do
Congro, na Ilha de S. Miguel.
Estas crateras têm origem em explosões freatomagmáticas, quando há contacto de magma em
ascenção com águas superficiais ou com níveis freáticos existentes nas rochas sobrejacentes,
quer estas sejam vulcânicas ou não. A região circundante apresenta-se normalmente aplanada e
certos maars são rodeados por um pequeno anel de fragmentos, incipiente e pouco elevado:
são, neste caso, designados por tuff rings ou “anéis de tufos”
2_ as crateras de colapso (pit craters) são muito comuns nos vulcões em escudo e
caracterizam-se por contornos circulares ou elípticos, pelas suas vertentes muito declivosas ou
verticais, e por não evidenciarem qualquer acumulação externa de materiais piroclásticos
(Fig_46).
As pit craters (ou “crateras-poço”) resultam do colapso de segmentos da superfície do vulcão, devido à
drenagem de magma basáltico da conduta e de níveis superiores da câmara magmática. Drenado o
magma, o tecto da câmara abate (por blocos ou como um todo), incapaz de suster o peso das
formações superiores. Crateras deste tipo podem ser observadas na Ilha do Pico, associadas,
nomeadamente a erupções secundárias na Montanha.
No caso das crateras-poço o magma emitido é de natureza basáltica e o fundo da depressão é muitas
vezes ocupado por um lago de lava ou por escoadas lávicas mais recentes.
Ao contrário das depressões anteriores, a formação das grandes caldeiras de subsidência, está
associada a magmas ácidos e a erupções do tipo pliniano, muito explosivas e violentas, nas quais são
emitidas grandes quantidades de pedra-pomes, cinzas e escoadas piroclásticas, num curto intervalo de
tempo.
Apesar de estarem associadas a explosões mais ou menos violentas, estas caldeiras não resultam,
directamente, da destruição do cone pela explosão. Resultam sim, da emissão repentina de grandes
volumes de material durante a erupção e da subsidência do topo do edifício vulcânico, ao longo de
fracturas, em consequência do rápido esvaziamento da câmara magmática: o topo da montanha perde
capacidade de suporte e sofre um abatimento segundo uma série de enormes blocos.
A grande maioria das caldeiras dos Açores formou-se por este processo, como é o caso da caldeira das
Sete Cidades, na Ilha de S. Miguel, ou da caldeira de Santa Bárbara, na Terceira. As vertentes abruptas
e os contornos regulares constituem algumas das suas características principais. As suas formas e
dimensões estão condicionadas pela configuração da câmara magmática, pela morfologia do edifício
vulcânico e pelas falhas existentes.
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curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
Fig_46. Diagrama ilustrativo da formação das
grandes caldeiras de subsidência, como é do caso
da Caldeira das Sete Cidades: a figura de em
cima mostra a fase pré-eruptiva, em baixo desta
mostra-se a fase inicial da erupção, com
escoadas piroclásticas a movimentarem-se ao
longo dos flancos do vulcão. Logo vemos a
situação posterior à erupção e em baixo a fase
actual, após erupções intracaldera e a ocupação
da depressão por um lago (In: MacDonald, 1972.)
Diversas caldeiras deste tipo não se formaram de uma única vez. Neste caso, a depressão actual resulta
de várias erupções explosivas moderadamente violentas e o desnível que actualmente se observa
corresponde ao somatório de várias subsidências parciais.
As caldeiras de erosão recebem a designação de “caldeira” porquê são, igualmente, grandes
depressões existentes nas regiões vulcânicas, mas na verdade, não estão directamente associadas a
uma erupção vulcânica. Resultam, pelo contrário, de uma acção erosiva intensa, sobretudo fluvial, a qual
vai aumentar as dimensões de outras depressões já existentes, como por exemplo vales fluviais, crateras
e caldeiras vulcânicas, etc. A coalescência de várias destas áreas profundamente erodidas dá origem a
estas grandes depressões, normalmente com forma triangular e no seio das quais correm cursos de água
mais ou menos importantes.
Existem muitos outros tipos de caldeiras, como as caldeiras ressurgentes e as caldeiras do tipo Glen
Coe (ou de “subsidência em caldeirão”).
As depressões vulcânicas podem igualmente apresentar-se bastante alongadas. Estão neste caso as
fissuras abertas, ou riftes, típicos de regimes tectónicos distensivos e que se localizam, nomeadamente,
nos limites divergentes das grandes placas litosféricas, como é o caso do Rifte de Afar, em África.
Os grabens vulcânicos são igualmente depressões alongadas e correspondem a sectores abatidos entre
falhas normais, mais ou menos paralelas. Os grabens de Pedro Miguel (Ilha do Faial) e da Praia da Vitória
(Ilha Terceira), constituem os exemplos mais espectaculares das ilhas dos Açores. Estas depressões
estão associadas quer à drenagem de magma da câmara magmática quer às distensões que afectam os
edifícios vulcânicos (controladas ou não pela tectónica regional).
formas subvulcânicas
As formas vulcânicas atrás descritas, quer as construtivas quer as destrutivas, resultam de uma
actividade extrusiva. Contudo, a actividade vulcânica também é caracterizada pela formação de estruturas
subvulcânicas, implantadas em profundidade. Apesar disso, estas formas subvulcânicas podem constituir
actualmente relevos residuais importantes, devido ao facto da erosão ter atingido níveis bastante
profundos.
É o caso das chaminés (necks) que correspondem ao preenchimento da conduta por materiais
vulcânicos. Após a acção dos agentes erosivos e consequente remoção dos materiais menos resistentes
envolventes, as chaminés apresentam-se como relevos residuais salientes (Fig_13), com forma circular e
vertentes muito declivosas. Quando presentes, as juntas são verticais ou em leque.
Os filões correspondem a fendas ou fracturas preenchidas por magma. Dispõem-se discordantemente
em relação às rochas encaixantes (Fig_47 i Fig_48), frequentemente com inclinações elevadas e podem
não estar directamente associados a um edifício vulcânico.
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Fig_47. Filão em direcção quase vertical, ribeira
da fajã de São João, S. Jorge, Açores.
Fig_48. Filões dispostos em varias direcções.
Ponta dos Rosais, S. Jorge, Açores.
Os filões têm dimensões muito variadas, podendo apresentar uma disjunção colunar horizontal
(perpendicular às superfícies de arrefecimento) (Fig_49).
Fig_49. Disjunção horizontal perpendicular à superfície de
arrefecimento num dos filões localizados na fajã da Caldeira de
sto. Cristo, S. Jorge, Açores.
Por erosão diferencial dos materiais envolventes, erguem-se abruptamente em relação à região
envolvente, formando autênticas “muralhas” (Fig_50).
Fig_50. “Muralha” formada por um filão
concordante ao plano de erosão, fajã de João
Dias, S. Jorge, Açores.
Nos estratovulcões e nos vulcões em escudo, os filões podem implantar-se segundo um padrão radial em
relação ao centro do cone. Este padrão é evidenciado, nos vulcões recentes, por alinhamentos de cones
secundários.
As soleiras (sills) são corpos rochosos tabulares, concordantes com as formações encaixantes e em
geral horizontais (excepto se estão afectadas por basculamentos tectónicos).
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As soleiras formam-se por injecção de magma ao longo dos planos de acamação das rochas encaixantes
(normalmente rochas sedimentares), mas ocorrem também entre os vários níveis de acumulação nos
estratovulcões e nos vulcões em escudo. Estas estruturas são comuns no arquipélago de Cabo Verde e
quando erodidas dão normalmente uma morfologia do tipo mesa.
Estes corpos intrusivos poderão ser confundidas com escoadas lávicas, mas distinguem-se destas por
afectarem termicamente as formações inferiores e as rochas superiores e por as escoadas,
nomeadamente as do tipo aa, apresentarem um topo e uma base compostos por material escoriáceo e
fragmentado (Clinker).
meteorização e erosão das rochas vulcânicas
Uma vez cessada a actividade vulcânica, as rochas daí resultantes vão ficar sujeitas à acção dos
processos normais de meteorização e erosão. A actuação destes processos normais de meteorização e
erosão. A actuação destes processos é condicionada por diversos factores, em que os mais importantes
são a natureza do material emitido, o clima e a topografia, a drenagem da região e o tempo de actuação
destes processos. Contudo, as rochas vulcânicas dão tipos de alteração e formas erosivas que são
características e que importa, por isso, estudar.
alteração e solos
As argilas constituem o principal produto final da alteração das rochas vulcânicas. Em termos gerais,
verifica-se que quer o feldspato quer os minerais ferromagnesianos são facilmente alterados em minerais
de argila, com a sílica e as bases a serem lixiviadas em solução. A alteração das rochas vulcânicas vai
afectar sobretudo a hidrologia da região, tornando-a menos permeável, e condiciona o decurso da erosão,
na medida em que, na maioria dos casos, origina um nível móvel, que é facilmente erodido.
As escoadas lávicas subaéreas apresentam uma sequência de alteração típica, que se inicia com a
erosão das suas zonas externas mais fragmentadas (p.e. constituídas por clinker).
Nas escoadas lávicas basálticas, sobretudo naquelas que evidenciam uma disjunção prismática, os
estados de alteração mais avançados são evidenciados por uma disjunção esferoidal, ou em bolas
(Fig_51), cuja progressão é igualmente facilitada pela existência de juntas horizontais (lajes) no seio da
escoada.
Fig_51. Disjunção esferoidal ou em “bolas”. Santo
Antão, S. Jorge, Açores.
Nas fases seguintes de alteração, já sem disjunções, a rocha transforma-se, primeiro, num saibro mais ou
menos grosseiro, por arenização e, finalmente, dá-se a argilização da rocha.
Refira-se a propósito que, enquanto a disjunção prismática, ou colunar (que é perpendicular às
superfícies de arrefecimento) está relacionado com contracções que se geram no seio das escoadas,
aquando do arrefecimento e solidificação da lava, a disjunção em lajes é paralela às superfícies de
escoamento e traduz a fluência da lava (Fig_52).
Fig_52. Disjunção colunar ou prismática. Salienta-se o facto que a direcção das colunas é perpendicular à
superfície de arrefecimento. Fajã do Ouvidor, S. Jorge, Açores.
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Nesse contexto assume primordial importância a actuação de uma alteração química, nomeadamente dos
fenómenos de hidrólise dos silicatos.
É assim possível que mantos lávicos, por vezes muito espessos, sejam totalmente transformados numa
formação argilosa, como foi o caso das formações lávicas do conhecido “deserto” da Faneca, na ilha de
Santa Maria.
Como se disse, o clima exerce um importante control no processo de alteração das rochas vulcânicas.
Em climas temperados, com insuficiência de drenagem, as bases são retidas, forma-se uma argila
montemorilonítica e os carbonatos podem precipitar. O resultado final é um solo castanho, denso e rico
em bases.
Há toda uma variedade, função dos factores que condicionam a sua formação, e que já foram referidos,
aos quais podemos adicionar o importante papel desempenhado pelos factores biológicos.
Contudo, o solo vulcânico vulgarmente mais citado é o “andossolo” ou, numa tradução literal, “solo
escuro”. É formado pela alteração dos materiais piroclásticos (sobretudo cinzas) e é constituído
essencialmente por uma argila amorfa silico-aluminosa hidratada: a alofana. O andossolo caracteriza-se
por um horizonte A espesso, pouco denso, de cor negra e rico em húmus, por um horizonte B pouco
desenvolvido e um horizonte C composto pela formação (cinzas) não alterada.
Em termos muito gerais, pode dizer-se que os produtos basálticos dão solos muito férteis e muito
produtivos e que os piroclastos, dada a sua maior porosidade, são mais facilmente alterada.
Em termos muito gerais, pode dizer-se que os produtos basálticos dão solos muito férteis e muito
produtivos e que os piroclástos, dada a sua maior porosidade, são mais facilmente alterados.
No caso particular dos depósitos de piroclásticos basálticos, nomeadamente nos cones de escórias, é
comum os tefras apresentarem uma coloração avermelhada ou amarelada, a qual resulta de uma
alteração química, mais precisamente de uma oxidação e hidratação dos minerais ferromagnesianos,
como é o caso da magnetite.
dinâmica das vertentes vulcânicas
A morfogénese das vertentes está intimamente associada à meteorização, aos processos pedogenéticos
e aos movimentos de massa.
Tendo já sido abordados os dois primeiros aspectos, passa-se agora em revista o importante papel
desempenhado pelos movimentos de massa nas regiões vulcânicas, nomeadamente como agentes
responsáveis pela formação de depósitos epiclásticos.
Os desmoronamentos ou desabamentos (rockfall) e a queda de blocos afectam sobretudo os bordos
escarpados das escoadas lávicas e das escoadas piroclásticas (ignimbritos) soldadas e são facilitados
pela existência de uma disjunção colunar. O alargamento das fissuras dos prismas leva ao recuo de uma
cornija, com a formação de um depósito caótico, de blocos com dimensões e formas muito variadas.
As avalanches são também comuns nas vertentes vulcânicas (iniciando-se por vezes na queda livre de
uma porção da vertente) e podem estar associadas directamente a erupções vulcânicas, devido ao
colapso de uma parte da superfície do vulcão.
Os cones de escórias e, de um modo geral, todas as vertentes formadas por piroclastos soltos, vão ser
afectadas por escorregamentos ou fluxos de grãos (grain flow), os quais são mais eficazes nas
vertentes inclinadas e sem vegetação.
Sempre que se ultrapassa o ângulo de repouso dos grãos ou detritos, os materiais vão movimentar-se
espontaneamente ao longo da vertente, rolando e escorregando ao longo desta, acumulando-se
sobretudo na sua base.
Formam-se, assim, os cones e os taludes de detritos (scree slopes), os quais são comuns na base dos
cones de escórias, dos estratovulcões, no interior das crateras de explosão e das caldeiras, bem como ao
longo de arribas e escarpas de falha.
Os deslizamentos ou escorregamentos (landslides) são particularmente importantes ao longo da linha
de costa e ao longo de vales fluviais (Fig_53). Afectam sobretudo vertentes rochosas e resultam de uma
acção erosiva na base da vertente.
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Fig_53. Escorregamento acivado por causa de
fortes chuvadas, fajã da Caldeira de Sto. Cristo, S.
Jorge, Açores.
Perdendo suporte, as formações superiores movimentam-se ao longo do declive sob acção do seu
próprio peso, constituindo um depósito de gravidade com topo aplanado e em forma de degrau ou rechã,
que nos Açores são designados por Fajãs.
Este fenómeno é muito comum nas ilhas Flores e S. Jorge, onde existem arribas imponentes, constituindo
o principal mecanismo responsável pelo recuo da linha de costa. A estas fajãs (“de talude ou detríticas”
(Fig_54)) contrapõem-se as “fajãs lávicas” (Fig_39), quando uma escoada lávica avança mar a dentro,
como é o caso da fajã lávica dos Mosteiros, na Ilha de S. Miguel, ou fajãs como a do Ouvidor, Velas,
Urzelina, Queimada, etc… na ilha de S. Jorge.
Fig_54. Fajã detrítica. Fajã de João Dias, S.
Jorge, Açores.
Os deslizamentos dão-se preferencialmente ao longo dos níveis de separação entre escoadas lávicas, e a
sequência estratigráfica original é muitas vezes preservada no depósito de gravidade final.
Quando os movimentos deste tipo são de pequena magnitude, quando afectam formações detríticas
móveis e quando se envolvem alguma água, são designados por quebradas (slumps). As quebradas
estão quase sempre associadas a chuvadas intensas.
Os movimentos de massa mais importantes nas vertentes vulcânicas são sem dúvida, as movimentações
das vertentes devido a fenómenos de solifluxão.
Estes fenómenos são os responsáveis pela formação dos Lahars, i.e. mud flows (onde os detritos
grosseiros estão ausentes ou poço representados) e debris flows (com elementos finos e grosseiros) de
natureza vulcânica.
Os fenómenos de solifluxão (liquefação) ocorrem quando as formações detríticas, sobretudo cinzas, são
saturadas em água e tornam as vertentes instáveis. Ultrapassando o limite de liquidez da formação, esta
vai movimentar-se ao longo da superfície do vulcão, sob a forma de “escoadas (ou fluxos) de lama” ou de
“escoadas detríticas”. Os depósitos daí resultantes, ou seja os lahars, podem, então, ser formados por
materiais finos e grosseiros (em percentagens variáveis), com mau sorting e podem incluir blocos de
grandes dimensões, troncos de árvores, etc., arrancados ao substrato e elevados na enxurrada.
Os lahars podem estar directamente associados a uma erupção vulcânica ou, pelo contrário, podem
ocorrer independentemente de um episódio eruptivo. No primeiro caso – os lahars primários - formamse, por exemplo, devido às grandes chuvadas que acompanham muitas erupções vulcânicas explosivas,
devido ao transbordo de um lago por uma abertura que se forma na depressão em consequência da
erupção ou, ainda, devido ao transbordo de um lago por uma abertura que se forma na depressão em
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consequência da erupção ou, ainda, devido à rápida fusão de gelos e neve (glaciares) acumulados nas
encostas de um vulcão em actividade, como sucedeu em 1985, no vulcão Armero, na Colômbia.
No segundo caso – os lahars secundários – a movimentação de materiais vulcânicos previamente
saturados em água (logo instáveis), pode dar-se na sequência de um abalo sísmico, como terá
acontecido na destruição de Vila Franca do Campo (S. Miguel), devido ao sismo de Outubro de 1522.
Movimentos de massa deste tipo podem ocorrer, também, na sequência de precipitação
excepcionalmente elevada, como aconteceu na região das Furnas (Fojo) em Abril de 1996.
As slumping marks são estruturas semelhantes a dobras que devem a sua origem a fenómenos de
solifluxão (com deformação plástica) a menor escala. Podem ser observadas, por exemplo, nos cones de
tufos (como é o caso dos bonitos exemplares no Monte Guia, na Ilha do Faial) e em depósitos pomíticos
saturados em água, que se depositaram em vertentes com uma certa declividade.
Na morfogénese das vertentes vulcânicas é de referir, ainda, o importante papel desempenhado pelos
processos morfogenéticos pluviais, nomeadamente da escorrência superficial, a qual é responsável por
um ravinamento mais ou menos intenso das vertentes. Neste tipo de processos, assume primordial
importância a existência, ou não, de uma cobertura vegetal protectora, que impeça a concentração das
águas e, consequentemente, estabilize a vertente.
Neste domínio, será de destacar o papel que poderá ser desempenhado pelo Homem, quer positivamente
(promovendo a florestação ou reflorestação das vertentes), quer negativamente, destruindo o coberto
vegetal e expondo as formações geológicas detríticas e móveis à acção dos agentes erosivos.
enquadramento geodinâmico e geológico dos Açores
O arquipélago dos Açores, de origem vulcânica, encontra-se no Atlântico Norte, entre 36°55' e 39°43' de
latitude norte e 24°46' a 31°16' de longitude oeste e é formado por 9 ilhas e alguns ilhéus. Emerge de uma
área com forma grosseiramente triangular, denominada Plataforma dos Açores, definida pela batimétrica
dos 2000 metros (Needham & Francheteau, 1974). Dada a distribuição geográfica das ilhas, estas
agrupam-se da seguinte forma: Flores e Corvo - grupo Ocidental; Faial, Pico, Graciosa, São Jorge e
Terceira - grupo Central; São Miguel e Santa Maria – grupo Oriental (Fig_55).
Fig_55. Localização
geográfica do arquipélago
dos Açores e
representação esquemática
da Plataforma dos Açores
(modificado de Luis et al.
1994, Nunes, 1999).
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Fig 56_ Vista aérea
(esquerda) e tomográfica
(direita) da Crista MesoAtlântica. Centro de
Vulcanología e Avaliação
de Riscos Geológicos
doa Açores.
As principais estruturas tectónicas que afectam a Plataforma dos Açores são: a Crista Média Atlântica
(CMA) (Fig_56); a Zona de Fractura Norte dos Açores (ZFNA); a Zona de Fractura Este dos Açores
(ZFEA); a Zona de Fractura Oeste dos Açores (ZFWA) e o Rifte da Terceira (RT) (Fig_57).
Fig_57.
Principais
estruturas
geodinâmicas da região Açores.
CMA - Crista Média Atlântica;
ZFNA - Zona de Fractura Norte dos
Açores; ZFEA - Zona de Fractura
Este dos Açores; ZFWA - Zona de
Fractura Oeste dos Açores; RT Rifte da Terceira; FG - Falha da
Glória; MA - Microplaca dos
Açores; EU - Placa Eurasiática; AF
- Placa Africana; AM Placa
Americana (in França, 2000).
A CMA separa a placa americana das placas eurasiática e africana, apresentando uma direcção
N10E a norte do ponto de latitude 38°50'N, a partir do qual inflecte para sul com a direcção N10E - N20E
(Searle, 1980). Ao atravessar o extremo W da Plataforma dos Açores, entre as ilhas das Flores e Faial, a
CMA perde definição batimétrica (Ridley et al., 1974; Feraud et al., 1980), sendo a sua localização apenas
inferida pela distribuição de sedimentos marinhos e das anomalias magnéticas (Krause & Watkins, 1970;
Searle, 1980).
A ZFNA situa-se a 39º 30’ de latitude norte, na região em que a CMA está desviada para leste. A referida
estrutura, de direcção aproximada E-W, parece corresponder, segundo Searle (1980), a uma fractura sem
características de falha transformante.
A ZFEA desenvolve-se com uma direcção sensivelmente E-W e estende-se desde Gibraltar até à CMA,
que intercepta aos 38°N (Krause & Watkins, 1970; Abdel-Monem et al., 1975). Laughton et al. (1972)
propuseram a designação de Falha da Glória para o segmento da ZFEA que se estende desde Gibraltar
até às proximidades de Santa Maria, a 36°48'N e 24°30'W. Este segmento é activo em quase toda a sua
extensão (Udías, 1980). O estudo dos mecanismos focais permitiu concluir que a Falha da Glória
apresenta movimentos do tipo desligamento direito ao longo de toda a extensão, excepto na zona do
Golfo de Cádiz, onde possui uma componente compressiva N-S (Mckenzie, 1970).
Segundo alguns autores, o segmento da ZFEA que se estende para W de Santa Maria até à CMA, com
direcção E-W, é sismicamente activo (Krause & Watkins, 1970; Forjaz, 1983 in Forjaz, 1997a; Nunes,
1991; Forjaz, 1994). No entanto, outros autores argumentam que este segmento é inactivo (Laughton &
Whitmarsh, 1974; Searle, 1980; Madeira & Ribeiro, 1990), ou quase inactivo (Udías, 1980; Buforn et al.,
1988).
A ZFWA desenvolve-se partir da latitude 38ºN e da longitude 32ºW e, embora com um ligeiro
deslocamento para N, parece corresponder ao prolongamento da ZFEA para W da CMA (Krause, 1965).
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Esta estrutura é por vezes também designada, embora incorrectamente, por Zona de Fractura do Pico
(Laughton & Whitmarsh, 1974; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988). Segundo Krause & Watkins (1970)
trata-se de uma estrutura sismicamente inactiva, desconhecendo-se contudo a razão da actual
inactividade (Ridley et al., 1974).
O RT estende-se desde o extremo oeste da Falha da Glória, com uma direcção WNW-ESSE, até à ZFNA,
que intercepta aos 39º 20´N e 28º 50´W (Searle, 1980). Sismicamente activo, coincide com o sistema de
fracturas evidenciado pelo alinhamento das ilhas de São Miguel, Terceira, Graciosa e pelas bacias
escalonadas (em echelon) que as intercalam (Searle, 1980).
A dinâmica geoestrutural da região onde se insere o arquipélago dos Açores é, pois, fortemente
condicionada pelo facto de se tratar da zona de confluência das placas litosféricas africana, americana e
eurasiática (ponto triplo dos Açores), o que constitui um quadro geotectónico complexo e, em certos
aspectos, controverso (Agostinho, 1932, 1935 e 1936; Machado, 1959a; Krause, 1965; Krause & Watkins,
1970; Mckenzie, 1970; Laugthon et al., 1972; Machado et al., 1972; Mckenzie, 1972; Udías & Arroyo,
1972; Laugthon & Whitmarsh, 1974; Ridley et al., 1974; Abdel-Monem et al., 1975; Udías et al., 1976;
Feraud et al., 1980; Searle, 1980; Udías, 1980; Ribeiro, 1982; Forjaz, 1983, (in Forjaz, 1997a), Udías et
al., 1986; Buforn et al., 1988; Madeira & Ribeiro, 1990; Miranda et al., 1991; Forjaz, 1994; Luis et al.,
1994; Miranda & Luis, 1995; Lourenço et al., 1998; Forjaz, 1999a) o que tem conduzido à idealização de
vários modelos geodinâmicos para a região. Estes modelos são concordantes relativamente ao limite
estabelecido pela CMA entre a placa americana e as placas eurasiática e africana, bem como ao limite
entre as placas eurasiática e africana definido pela Falha da Glória. As divergências surgem na definição
do limite entre estas duas placas na região compreendida entre o sector a W da Falha da Glória e a CMA.
Deste modo, para alguns autores (Krause & Watkins, 1970; Udías & Arroyo, 1972; Udías et al., 1976;
Udías, 1980; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988), este limite materializa-se pelo RT (uma estrutura
distensiva pura) o que implicaria uma junção tripla do tipo RRR. Outros investigadores (McKenzie, 1972;
Laughton & Whitmarsh, 1974, Searle, 1980; Ribeiro, 1982) propõem que a ligação entre a CMA e a Falha
da Glória ocorre através de uma estrutura do tipo leaky transform, com eixo centrado na ilha de São Jorge
ou no canal entre as ilhas de São Jorge e do Pico. O modelo da microplaca dos Açores idealizado por
Forjaz (1983, in Forjaz, 1997a), considera uma microplaca triangular limitada a W pela CMA, a S pela
ZFEA e a NE pelo RT; de acordo com este autor o jogo de tensões criados nos últimos dois limites,
conduziria a um regime de compressão oblíquo na Falha da Glória. Trabalhos recentes (Miranda et al.,
1991; Luis et al., 1994; Miranda & Luis, 1995; Lourenço et al., 1998), sugerem que a região tem sido
controlada pelas variações de movimento entre as placas americana, eurasiática, africana e a ‘microplaca
dos Açores’, tendo ocorrido migração progressiva para norte da junção tripla. Assim, e de acordo com os
últimos autores, este ponto teria migrado, num período anterior aos últimos 10 Ma, desde a ZFEA até à
Zona de Fractura Princesa Alice, desta para a Zona de Fractura Açor, e actualmente para a Zona de
Fractura do Faial, tendo esta migração mais recente sido responsável pela edificação (num ambiente de
leaky transform) de duas das mais jovens ilhas do arquipélago: Faial e Pico (Fig_58).
Como consequência da sua localização, os Açores têm sido fortemente afectados por sismos.
Essa actividade está bem documentada através de numerosos relatos históricos e, mais recentemente,
através dos registos instrumentais (Fig_59).
Os sistemas Faial-Pico e Graciosa-Terceira-São Miguel são os principais elementos tectónicos
geradores da sismicidade no arquipélago (Nunes, 1999). Machado (1948) refere a existência de uma
periodicidade sísmica em ciclos maiores (de 32 anos) e menores (de 10.7 anos) que alternariam entre os
sistemas Faial-Pico e Terceira-São Miguel, com um intervalo de 5 a 7 anos (Machado, 1973). Forjaz (1985
in Nunes et al., 1992) sugere um intervalo de recorrência típico de 7 a 9 anos para as crises sísmicas no
arquipélago.
Fig_58. Esquema simplificado da região dos Açores com
as diferentes zonas de fractura. ZFF – Zona Fractura do
Faial; ZFA – Zona de Fractura Açor; ZFPA - Zona Fractura
Princesa Alice; ZFP - Zona Fractura do Pico (modificado
de Luis et al., 1994).
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curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
Fig_59. Cartas epicentrais dos Açores, referentes aos períodos 1980-1988 (a) e 1989-1998(b) in
( Nunes, 1999).
Fig_60. Mapas de isossistas de sismos sentidos nos Açores desde o seu povoamento (modificado de Agostinho,
1927; Machado, 1949, 1959b; Machado & Forjaz, 1964, Machado, 1966; Machado & Silveira, 1982; Machadoet
al., 1991; Nunes et al., 1999a; Senos et al., 1998).
geologia e geomorfologia da ilha de são jorge
A ilha de São Jorge desenvolve-se segundo a direcção WNW-ESE ao longo de 55 km, tem largura
máxima de 6.75 km e 246 km2 de área. Nesta ilha distinguem-se duas regiões: uma oriental, com formas
de relevo bem definidas e outra, ocidental, notoriamente mais antiga e formas esbatidas pela erosão
(Fig_61). Ao longo da costa de São Jorge, contrastando com as arribas altas e escarpadas, observam-se
com frequência formas aplanadas com cotas baixas, as fajãs, umas de natureza lávica e outras detríticas.
Contrariamente às restantes ilhas do arquipélago, São Jorge não apresenta um aparelho vulcânico
central, sendo o seu vulcanismo predominantemente do tipo fissural e efusivo, tendo originado
essencialmente escoadas lávicas basálticas s.l. predominantemente do tipo aa e depósitos piroclásticos
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curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
que, de um modo geral, estão confinados aos cones de escórias (Forjaz & Fernandes, 1975; Madeira,
1998). Segundo estes autores, encontram-se também produtos vulcânicos associados a erupções freatomagmáticas e, de acordo com Madeira (1998), alguns depósitos de escoadas piroclásticas, anteriores ao
povoamento. De interesse particular são as referências à ocorrência de nuvens ardentes durante as
erupções de 1580 e 1808, em documentos da época (Weston, 1964; Krafft, 1993; Fig_62).
Fig_61. Cartografia dos centros eruptivos de 1580 e 1808 da ilha de S. Jorge, indicando-se (sempre que é
possível) a data dos eventos. Encontram-se representadas as estructuras tectónicas envolvidas naqueles
episódios vulcânicos. As falhas que unem os centros eruptivos dos mistérios da Queimada e da Ribeira do Nabo
são hipotéticas. A igreja e capelas representadas são as referidas no relato da erupção de 1808. (Madeira, J.,
1998)
Materiais geológicos
No quadro geológico da ilha temos a considerar algumas rochas; ele compõe-se de rochas
vulcânicas lávicas, materiais piroclásticos, tufos vulcânicos e de depósitos sedimentares de origem
vulcânica que constituem os materiais dos escombros da base das encosas e vertentes, e os depósitos
de desabamento das Fajãs de talude (Soares de Albergaria Moreira Lopez, M. E., 1970.);
1_ As rochas lávicas, em mantos de origem efusiva (Fig_52) ou em filões de tipo intrusivo que
geralmente preenchem as chaminés e as fractura (Fig_47 até Fig_50), ou são basaltos ricos em
feldspato, olivina e augite, por vezes até apresentando fenocristais desses minerais, ou são
andesitos peridóticos e todos os termos intermédios andesito-basalto; são de uma maneira geral
rochas muito ricas em plagióclase. Formações lávicas constituem o substrato de toda a ilha e a
maior parte dos edifícios vulcânicos que ela comporta, regra geral alternando com camadas de
escória e tufo. Mantos de lava recente das erupções históricas de 1580 e 1808 (Fig_61) podemse também observar, formando os Mistérios das Velas, Manadas, Queimada e Urzelina.
2_ Nos materiais piroclásticos temos a considerar os materiais de projecção das fases
explosivas (Fig_26), que constituem cones de escórias, ora mais finas ora mais grosseiras, com
blocos e bombas vulcânicas, depósitos de cinzas e grandes quantidades de bagacina (escória de
medida lapilli) que se podem observar, por exemplo, nos funis da erupção de 1808 (Fig_61) e em
cortes de cones como o Pico dos Loiros e o da Calheta.
3_ Os tufos vulcânicos, resultantes da aglutinação dos produtos piroclásticos entram também
na constituição de muitos edifícios vulcânicos. São notáveis os cones de tufos palagoníticos ou
hialoclastitos das erupções submarinas periféricas às ilhas, que foram emergindo como é o caso
do Morro de Lemos e do Morro Grande das Velas (Fig_45), onde o mar talhou o escarpado em
que se pode observar o corte do cone, mostrando a estrutura interna do vulcão que teria
emergindo depois de uma forte actividade explosiva. Hoje a chaminé deste vulcão é ocupada por
um filão lávico, assim como algumas fracturas radiais do cone. Sobre a cratera primitiva instalouse um cone de piroclastos recente. Todos os materiais referidos até aqui são de natureza
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andesítico-basáltica; piroclastos traquíticos do tipo pedra pomes foram observados na Ponta dos
Rosais, no Cabeço da Vigia e nas vertentes norte e noroeste do Monte Trigo, mais para o
interior. Admite-se que estes produtos sejam de origem alóctone, provenientes da grande
explosão traquítica da Caldeira do Faial, e trazidos pelas chuvas torrenciais que acompanharam
essa explosão; o facto é que o calibre dos materiais no primeiro afloramento referido é maior que
o calibre dos materiais do segundo afloramento que se encontra num mais largo raio de acção
da Caldeira.
Complexos vulcânicos e erupções históricas
Segundo Machado & Forjaz (1968 in Madeira, 1998), a ilha está compreendida entre três unidades
vulcano–estratigráficas, nomeadamente o Complexo Vulcânico das Manadas ou dos Terreiros, o
Complexo Vulcânico dos Rosais e o Complexo Vulcânico da Serra do Topo (Fig_63). Poder-se-á ainda
considerar uma quarta unidade (Fig_62), mais moderna, se tivermos em conta as Erupções Históricas de
1580, 1808 e a provável Erupção submarina de 1964 ao largo dos Rosais. Constituída por múltiples
erupções, foi esta ilha ganhando forma, por eras diferentes, que atingiram milhões de anos.
-Complexo vulcânico do Topo_ situa-se na parte oriental e é predominantemente constituído
por lavas basálticas, havaíticas e mugearíticas, do tipo aa, estando os piroclastos praticamente
circunscritos aos cones estrombolianos. Assinala-se a presença de inúmeros filões de orientação
NW-SE e WNW-ESSE. Observam-se, também, espessos solos de cobertura que, acima dos 700
m de altitude, se apresentam turfosos e saturados em água. Datações de K/Ar, obtidas por
Feraud et al. (1980), apontam para que a actividade vulcânica deste complexo se tenha iniciado
há mais de 600.000 anos.
-Complexo vulcânico dos Rosais_ à semelhança do complexo vulcânico anterior, integra
escoadas lávicas, predominantemente do tipo aa, basálticas e havaíticas. Os piroclastos, com
alteração evidente, para além de constituírem cones estrombolianos, estão simultaneamente
dispersos entre aqueles, formando depósitos de naturaleza indiferenciada com alguma
expressão. Nenhuma relação directa é observável entre os materiais deste complexo e os do
Topo, uma vez que estes estão subjacentes aos do C.V. de Manadas (Madeira, 1998). O C.V dos
Rosais apresenta, no entanto, boa representatividade no lado ocidental da ilha (Forjaz e tal.,
1970; Forjaz e Fernandez, 1970).
-Complexo vulcânico de Manadas/Terreiros_ é constituído por alinhamentos de cones de
direcção WNW-ESSE e NNW-SSE estratigraficamente mais recentes. Neste contexto, os
produtos vulcânicos incluídos neste complexo estão sobrejacentes aos do C:V dos Rosais, na
zona central da ilha, e aos do C:V do Topo, na zona da Ribeira Seca (Madeira, 1998). Os cones
que integram este complexo são predominantemente do tipo estromboliano, embora se constate
a presença de dois cones surtseianos, Morro do Lemos e Morro Velha ou Morro Grande das
Velas, nos quais se verifica uma palagonitização, em maior ou menor grau, dos piroclastos
submarinos. Para além destes cones são visíveis, ainda, alguns alinhamentos de crateras de
esplosão e cones do tipo tuff ring resultantes de actividade freatomagmática (Madeira, 1998).
Estes últimos são caracterizados por (1) exibirem uma forma mais ou menos achatada; (2) a
cratera ser de maiores dimensões e (3) os materiais que os constituem serem,
predominantemente, da dimensão cinza. De assinalar, pela sua singularidade em regiões de
vulcanismo básico, o facto de os documentos históricos referirem a ocorrência de fenómenos
identificados como “nuvens ardentes” nas erupções de 1580 e 1808 (Fouqué, 1873).
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ERUPÇÕES/CRISES
SÍSMICAS HISTÓRICAS
NA ILHA DE SÃO JORGE
Dias (chronologia)
Duração da actividade
vulcânica
N˚. Sismos/Intensidade
Centro eruptivo/ Epicentros
N˚ centros eruptivos
(boccas)
Localidades afectadas
Actividade vulcânica
1580
28/04/1580 – 01/05/1580
1757
09/07/1757-10/07/1757?
4 meses
(sismos+actividade eruptiva
efusiva)
30 (28_04_1580)
50 (29_04_1580)
50 (30_04_1580)
...
1808
30/04/1808- 10/06/1808
actividade fumarólica até 1810.
2 meses de actvidade vulcânica
mista e até 2 anos de actividade
fumarólica
Intensidade XI (Calheta)
8/hora (30/04/1808- 01/05/1808)
-boccas na Ribeira do Almeida
(antigamente Fajan de Estevam da
Silveira)
-bocca na Ribeira do Nabo
- Epicentro loalizado na ilha
Terceira com uma duração de 2
minutos
-Boccas no Pico de António José
de Sequeira
-Boccas Entre Ribeiras
-2 Ribeira do Almeida (28/04/1580)
-1 Ribeira do Nabo (01/05/1580)
Total: 6 (localizados em duas zonas
de fractura diferentes, uma que vai
des de o Morro Grande das Velas
até o Pico de Maria Isabel, e a
outra nas zonas de Ribeira do
Nabo e Queimada)
- terremoto+ erupção submarina?
Velas (28/04/1580)
Queimada (01/05/1580)
Calheta
Topo
Serra
Actividade mista
explosiva+efusiva_ erupção
estromboliana
- Coluna eruptiva no Pico de
António José de Sequeira
(01/05/1808)
- 7 boccas alinhadas ao longo
duma estrutura tectónica com
orientação aproximadamente
N75W (numa extensão de 4,5 Km)
(30/04/1808- 01/05/1808)
- 2 Entre Ribeiras por cima da
Fonte a Fajã (1’5 km a oeste das
primeiras).
-2 Areias de Santo Amaro
(11/05/1808)
Urzelina, Manadas (30/04/1808)
30/04/1808- 02/05/1808_ Intensa
actividade explosiva
03/05/1808_ Diminuiu. a
intensidade eruptiva
04/05/1808_ Actividade explosiva_
erupção freato-magmática.
1963-1964?
13/12/1963-25/02/1964
3 meses
13-14/12/1963_ Tremor contínuo
característico de movimentações
magmáticas registrado em Horta.
179 (15_02_1964)_ A crise sísmica
atinge S.Jorge.
125 (16_12_1964)
Intensidade VIII (21_02_1964)
- Epicentros na área sobranceira à
Urzelina com intensidade máxima
de 6 graus Mercalli.
- Deslocação dos epicentros para a
área dos Rosais atingindo
intensidades de 8 graus Mercalli.
(18/02/1964).
- provável erupção submarina na
costa sul da ilha no prolongamento
para oeste da zona de falha desde
o Pico do Carvão até às Velas
(Pico do Carvão – Pico Mª Pires –
Baía de Entre os Morros)
(18/02/1964)
Canal São Jorge
Crise sísmica com actividade
fumarólica (emanações de nuvens
de vapor e cheiros sulfurosos)
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Depósitos
Vento
Consequências
-block and ash flow deposit
-depósitos de queda (escórias e
cinzas).
-escoadas lávicas
Direcção W que provocou que as
cinzas emitidas inicialmente para
oriente passaram a ser levadas em
direcção as Velas.
Sem depósitos
-Desmoronamento de um dos
cones da vertente sobranceira à
povoação da Ribeira do Nabo.
-Deposição de cinzas (depósitos de
queda Ø cinza)_ destruição de 400
cabeças de gado, perdidas de
grandes areas de vinhas (300
adegas), morreram 10-15 pessoas.
- Destrução das vilas da Calheta e
do Topo (queda das construcções
todas), morreram umas 1000
pessoas na ilha toda.
- Na costa norte numa distancia de
100 braças se levantaram dezoito
ilhotas.
- Nas fajãs dos Vimes, São João e
Cubres houveram
desmoronamentos.
- Formação da fajã lávica do
Ouvidor.
15-28/05/1808_ Intensa actividade
efusiva.
17/05/1808_actividade explosiva
(nuvem ardente). Urzelina
05-10/06/1808_ Emissão de
depósitos de queda
...Actividade fumarólica até 1810.
- Depósitos de queda (cinzas,
lapilli)
- Depósitos freato-magmáticos
(poeiras sulfurosas)
-Direcção NNW, provocando que a
nuvem de cinzas e vapor
descrevesse um arco sobre a
Urzelina e as Manadas.
(01/05/1808)
- Direcção NNW, emissão de
abundantes cinzas e areias.
-Deposição de escórias (depósitos
de queda Ø cinza e lapilli)_
cobriram a casa dos matos da
Urzelina (na encosta sobranceira â
povoação) e as vinhas dos
Casteletes até a ermida de Santa
Rita, nas Manadas. As culturas e
pastos da zona foram afectados e
muito gado acobou por morrer de
fome.
-Depositos freato-magmáticos
(nuven ardente)_ mais de oito
vítimas mortais registradas no livro
de Óbitos da Urzelina.
- 08/06/1810_ Morreram três
homens durante as tarefas de
limpeza dum poço de maré da
Urzelina, atirando as escórias
asfixiaram-se ao escapar dos
gases vulcânicos acumulados.
Sem depósitos
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anterior)
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pag. 301 (conforme o Mercurio de
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daqele país dando conta do
sucedido, e um relato de J. B.
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Jorge para observar o fenómeno.
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Universidade dos Açores. Ponta
Delgada.
Fig_62. Quadro-resumen das principais características das erupções históricas que afectaram a lha de S.Jorge depois da ocupação humana da Ilha, atendendo aos antigos
relatos.
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Fig_63. Mapa vulcanológico da ilha
de São Jorge. P – piroclastos
subaéreos; Ps – piroclastos
submarinos (modificado de Forjaz
et al., 1990).
Melhor do que em outra ilha do arquipélago, a tectônica regional está perfeitamente delineada e controla
a morfologia de São Jorge, exibindo assim, um alinhamento de cones estrombolianos de direcção WNWESSE, que evidencia um vulcanismo fissural por excelência (Fig_5). Não obstante, ocorrem outros tipos
de falhas de direcção NW-SE, NNW-SSE e E-W embora com representatividade bastante menor
(Machado & Forjaz, 1968; Forjaz & Fernandes, 1970; Forjaz et al., 1970; Forjaz et al., 1990; Madeira,
1998; Fig_64).
Fig_64. Principais famílias de fracturas da ilha
de São Jorge, segundo vários autores
(adaptado de Madeira, 1998).
Tipologia da faixa costeira
As ilhas dos Açores, como todas as ilhas, constituem sistemas naturais dotados de equilíbrio precário e
muito dependente do mar, em que o conhecimento geológico da faixa litoral se reveste de grande
importância ambiental, uma vez que esta região pode constituir uma das raras, senão única, unidade de
superfície com melhores potencialidades de ocupação.
Por seu turno, a ocupação antrópica da faixa costeira, bem como as actividades associadas, podem
contribuir para o desequilíbrio do sistema insular, ao interferir com, ou induzir a intensificação de
processos naturais. Neste contexto, apresentam-se de seguida alguns casos que concretizam
abordagens anteriormente apresentadas de forma conceptual ou genérica e nas quais se quantificam as
intensidades e ritmos de actividade de um leque variado de processos e respostas do litoral.
Contrariamente à noção de estabilidade que o litoral açoriano parece ter para o cidadão comum, os
resultados aqui apresentados ilustram uma costa extremamente móvel, mesmo a escalas temporais
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pequenas, tendo sido essa característica provavelmente subestimada nos modelos de ocupação da faixa
costeira adoptados até ao presente.
São Jorge é a ilha com a segunda faixa costeira mais extensa do arquipélago que se desenvolve ao longo
de cerca de 128 km, correspondendo a 15.2% do total do litoral açoriano. Sensivelmente metade das
arribas e das vertentes costeiras desta ilha têm alturas inferiores a 50 m embora uma fracção muito
significativa das vertentes exiba altura superior a 200 m (Fig_65) e localizam-se especialmente nas duas
extremidades da ilha, com maior incidência na ponta ocidental.
Fig_65. Distribuição
percentual da altura das
vertentes costeiras
jorgenses pelas 5
classes definidas.
A faixa costeira de São Jorge corresponde predominantemente a um ‘litoral secundário’ (86.7%). De entre
as formas primárias, a categoria ‘litoral primário de construção’ desdobra-se nas classes ‘costa de
escoada lávica’, ‘costa de hialoclastitos’ e subclasse ‘costa de movimento de massa de vertente’, que
constituem respectivamente 10.1%, 1.3% e 1.4% da faixa costeira da ilha (Fig_66).
Fig_66. Distribuição
percentual das classes
de litoral primário
representadas na faixa
costeira jorgense.
Os segmentos pertencentes à classe ‘costa de escoada lávica’ distribuem-se essencialmente na metade
ocidental da ilha, encontrando-se a maior concentração no litoral que se estende desde a vila das Velas
até à vila da Calheta.
A faixa costeira do Morro das Velas constitui o único exemplar da classe ‘costa de hialoclastitos’.
A subclasse ‘costa de movimento de massa de vertente, presente apenas na costa norte, está
representada no litoral jorgense pelas Fajãs do João Dias, da Neca e do Belo.
Os troços costeiros pertencentes à categoria ‘litoral secundário de construção, classe ‘costa de deposição
marinha subclasse ‘restinga/laguna” representam 1.6% do litoral de São Jorge (Fig_67) e correspondem
às fajãs dos Cubres e da Caldeira que se localizam na costa norte da ilha. Contudo, numa abordagem
mais detalhada e integradora, o sector da faixa costeira jorgense que integra as referidas fajãs poderá ser
alvo de outra interpretação.
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Fig_67. Distribuição
percentual das diferentes
subcategorias de litoral
secundário representadas na
faixa costeira jorgense.
A categoria ‘litoral secundário de erosão’ é a melhor e mais representada na ilha de São Jorge (85.1%), e
inclui troços pertencentes às classes ‘costa de escoada lávica’, ‘costa de hialoclastitos’, ‘costa de
deposição subaérea’ e ‘costa mista’ (Fig._68).
Fig_68. Distribuição
percentual das diferentes
classes de litoral
secundário de erosão
representadas na faixa
costeira jorgense.
A classe ‘costa de escoada lávica’ representa 6.8% do litoral jorgense e concentra-se na costa sul, entre a
Ponta da Queimada e a ponta oeste do Cais das Manadas; na sua maioria as formas apresentam estado
de secundarização não muito avançado, constituindo excepção um troço na costa norte, na extremidade
ocidental da Fajã da Ribeira da Areia.
A faixa costeira do Morro do Lemos constitui o único exemplar da classe ‘costa de hialoclastitos’.
A classe ‘costa de deposição subaérea’ compreende segmentos pertencentes às subclasses ‘costa de
leque aluvionar’ e ‘costa de movimento de massa de vertente’. A primeira está representada por um troço
localizado na Baía da Areia, que é atravessado ao meio pela ribeira de São João e pela grota da Granja,
e corresponde a 0.1% do litoral de São Jorge. Por seu turno, a subclasse ‘costa de movimento de massa
de vertente’ representa 35.1% da faixa costeira jorgense, distribuindo-se os troços desta subclasse um
pouco por toda a ilha, com especial incidência na sua metade oriental.
A classe ‘costa mista’, com um total de aproximadamente 54 km, é a mais frequente em São Jorge
(42.1%; Fig_68) e os seus troços correspondem de um modo geral à variante ‘a’. Constitui excepção o
segmento costeiro da Fajã das Almas, localizada na costa sul e na metade oriental da ilha, que poderá
corresponder à variante ‘d’. Na Fig_69 está representado, de uma forma simplificada, o modelo proposto
para a formação e evolução da Fajã das Almas.
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Fig_69. Fajã das Almas (costa
sul de São Jorge): esquema
simplificado do modelo evolutivo
proposto. NM – nível médio do
mar; a – substrato resistente; 1 –
fajã lávica ou plataforma lávica
supratidal
com
vertente
alcantilada sobrejacente; 2 –:
escorregamento na vertente
alcantilada
cujos
materiais
detríticos recobrem a plataforma
lávica formando-se uma fajã
detrítica; 3 – as ondas talham
nos materiais detríticos a arriba
costeira e simultaneamente os
processos de erosão continental
concorrem para rebaixamento
do perfil transversal da fajã; 4 –
plataforma
lávica,
então
capeada
pelos
materiais
detríticos,
fica
exposta
constituindo o seu escarpado a
arriba costeira actual da fajã.
Principais locais de interesse Geoturístico (Geomonumentos
Monumentos de Interesse Natural) da Ilha de São Jorge
-
Apresentar una listagem com os principais locais naturais de interesse geológico da ilha de São Jorge é
uma tarefa complicada já que em função do ponto de vista em que sejam observados o interesse vai ser
um ou outro. Esta listagem (Fig_70) baseou-se em dar importância a os geomonumentos de maior
interesse socio-turístico (visto o público-alvo deste curso) deixando de lado pequenos afloramentos, sítios
ou paisagens se calhar com maior interesse científico. Esta decisão foi feita devido a duas razões:
1_ Os Açores são ilhas vulcânicas de grande interesse geológico e ainda pouco estudadas. Seria
pretensioso querer reflectir neste trabalho todas as expressões geológicas da ilha de São Jorge
sem ter a certeza do que se está a falar, aliás, seria impossível e interminável caracterizar todos
os monumentos naturais da ilha,. É por isto que em realidade dever-se-ia referir à ilha toda como
um geomonumento atingindo ao seu processo de formação (vulcanismo fissural). No obstante
isso, este inventario podia ser dividido em monumentos de interesse geológico a três níveis
diferentes, o maior nível fora o da ilha tuda caracterizada por um determinado processo
geológico; o segundo nível reflectia os três complexos vulcânicos que formaram a parte mais
superficial da ilha; e o último nível reflectia os elementos naturais de interesse geológico, isto é
propriamente, o trabalho desenvolvido neste inventário.
2_ O público alvo a quem está dirigida a informação desta listagem abrange qualquer pessoa
interessada no âmbito da geologia, por isso é que a divulgação deve ser praticada dum modo
ligeiro, evitando assim a sobrecarga de informação.
3_ Desde um ponto de vista crítico um Geomonumento/Monumento Natural de interesse
geológico deveria ser classificado tendo umas pautas, isto significa que se calhar deveriam
existir formulários a modo de ter uma ideia institucionalizada sobre o que exactamente é um
Geomonumento/Monumento Natural. Na ilha de São Jorge há poucos Monumentos Naturais de
interesse Geoturistico em comparação com a maioria das outras ilhas dos Açores, sendo o
contrário com os de interesse científico. No obstante isso, esta listagem vai tentar de ser a
melhor representação dos dois interesses, embora se vai dar mais importância aos de interesse
geoturístico, mais apreciáveis a nível visual que os outros, visto que o público-alvo é muito
extenso e portanto devem-se respeitar todas as idades e aptitudes no momento de tentar fazer
divulgação dum conceito e tentar chegar a mesma compreensão da importância que tem de
conhecer e proteger a geodiversidade da Região.
41
curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
Serra
Caminho
Pico
Esperança,
bifurcação
esquerda
em
direcção
Manadas
Pico
Esperança
3
boa
5
3
Alinhamento
tectónico dos
crateres
vulcânicos
paisagem
4
Rede Natura
2000 (rede
ecológica
coerente e
global no
espaço da
União
Europeia)/
ZPE (Zonas
de Protecção
Especial) /SIC
(Sítios de
Interesse
Comunitário)
5



meteorização
habitual
eutrofização
e/ou
dessecação
das lagoas
localizadas
nos cráteres
vulnerabilidade*7Fragilidade/
boa
afloramento
erosão
marina
habitual e
alta
afluência
turistica no
verão
regime de propiedades
3
Chaminé
vulcânica

100 m.
valor económico dos terrenos
normal
0
Nível de protecção
necessário
ameaças actuais ou potenciais *6
4
sítio
proximidade a povoações
4
Colunas com
disjunção
hexagonal
accessibilidade *5
*3
elementos culturais associados
grau de conhecimento científico
condições de observação *4
Pedreira
Poza Simão
Dias
Interesse
Geológico
Uso pontencial
estado de conservação
Fajã
Ouvidor
Localização
Características intrínsecas
Raridade *2Abundância/
Local
Classificação dos
Geomonumentos
A. Galopim de
Carvalho, 1999 *1
2
0
1
42
curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
Fajã João
Dias
Metade do
caminho de
descida a
fajã por a
ribeira de
Grotões
Calhau
Falha de
espelho dum
filão do C.V.
Rosais
Muro
constituído
dum filão
talhado
Filões
afloramento
sítio
Fajã São
João
Ribeira
Fajã
Caldeira de
Sto. Cristo /
Cubres
Caminho
entre fajã
das Cubres
e fajã de
Sto. Cristo
Filões
Fajã Ribeira
d’Areia
A beira mar
Lavas
cordadas
(pahoehoe)
sítio
Arco lávico
Cones
surtseianos
sítio
paisagem
Arco lávico
afloramento
Milagro de
Urzelina
sítio
Vila das
Velas
Urzelina
Ponta dos
Rosais
Bahía entre
Morros,
Morro
Grande das
Velas e
Morro de
Lemos
Zona
balnearmiradouro
Olhando
para a
Serra
Zona
balnearmiradouro
Farol
Lagoas de
formação
detrítica
sítio
afloramento/
sítio
sítios
Arco lávico
afloramento
Perfil
geológico /
Ilheu
paisagem
5
5
4
5
2
3
1
5
Rede Natura
2000_ ZPE
/SIC
RAMSAR
(Zonas
Húmidas de
Importância
Internacional
como Habitat
de Aves
Aquáticas)
3
4
1
4
vigia de
baleias
1
5
1
2

5
4
4
Erupções
históricas
1580-18081963/64
5
Farol
abandonado
Rede Natura
2000_
ZPE/SIC
3
4
normal
1
meteorização
habitual
1
300 m.
derrocadas
1
boa
1 km.
3
5
boa
In situ
derrocadas
alteração
antrópica da
dinâmica
natural da
lagoa e alta
afluência
turística no
verão
5
boa
boa
20 m.
erosão
marinha
habitual
5
Muito
boa
200 m.
erosão
marinha
habitual
Muito
boa
In situ


Muito
boa
In situ
5
normal
20 m. A
W do
Farol

normal
5
mã
normal

2
5
5
5
erosão física
por as raízes
de plantas
intrusivas
infestantes
como o
incenso



5


5

erosão
marinha
habitual/
alteração
antrópica da
dinâmica
marina
erosão
marinha
habitual
erosão
marinha
habitual,
derrocadas
3
1
2
1
2
1
1
3
43
curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________
Fig_70. quadro-listagem dos principais monumentos naturais de interesse Geoturístico (Geomonumentos) da Ilha de São Jorge, Açores.
44
A continuação apresentasse a legenda da Fig_70:
*1 Aquelas peculiaridades geológicas denominadas de geomonumentos classificam-se a três níveis di stintos
(A. Galopim de Carvalho, 1999), na perspectiva da sua mais eficaz protecção, preservação e valorização:
1_a nível do afloramento, quando constituem pequenas ocorrências, no geral com uma extensão
de alguns metros a dezenas de metros;
2_a nível do sítio, quando, ocupando uma área/extensão de centenas de metros, oferecem
condições para que o visitante circule no seu domínio;
3_a nível da paisagem, à escala quilométrica e que, dadas as suas dimensões, podem observarse a partir de um ou mais miradouros.
*2 Abundância/Raridade_ em relação aos outros Monumentos Naturais de Interesse Geológico presentes
na Ilha de São Jorge. Foram avaliados de 0 até 5; sendo o 5 o valor referente a um elemento muito raro e
pouco abundante, e o 0 como valor referente a um elemento muito abundante e pouco raro na ilha de São
Jorge..
*3 Estado de conservação_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente ao melhor estado de
conservação.
*4 Condições de observação_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente às melhores
condições de observação. Estes valores são altamente variáveis en função das condições meteorológicas
do momento.
Além disso, a informação complementa-se com os símbolos ; acesso para minusválidos. ; acesso
de carro.; accesso a pé (trilho pedestre.
*5 Accessibilidade_ má / normal / boa /muito boa. (isto faz referência a gente sem discapacidade)
*6 Ameaças actuais ou potenciais _ nos Açores o risco sísmico é uma grande ameaças para os
Monumentos Naturais, aumentando sua vulnerabilidade.
*7 Fragilidade/vulnerabilidade_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente ao maior grado de
vulnerabilidade ou fragilidade.
Discussão sobre os percursos de interpretação geológica pedestres e/ou marítimos
Neste apartado vai-se propor uma discussão aos participantes deste curso sobre as vantagens e
inconvenientes dos possíveis percursos de interpretação geológica (ou doutras disciplinas) pedestre e/ou
marítimos na ilha de São Jorge com o objectivo de fazer um análises aproximativo da
vulnerabilidade/sustentabilidade deste tipo de actividade turística.
Possíveis pontos a avaliarem, discutir e reflectir:
Conservação dos espaços naturais/divulgação científica (conservação das espécies endémicas e
o equilíbrio ecológico)
Diversificação das actividades económicas (promovendo o desenvolvimento turístico sustentável)
Educação ambiental e sensibilização da vulnerabilidade paisagística e da faixa costeira da ilha de
São Jorge.
Controlo do fluxo turístico nos locais mais concorridos da ilha como as lagoas das Cubres e Santo
Cristo
Acessibilidade dos locais a visitar
Impacto ambiental
Rendimento económico
Riscos geológicos (cheias, derrocadas, sismos, tsunamis…) e medidas de protecção
Controlo da exploração turística
Bibliografia
A maioria dos textos usados na elaboração desta sebenta foram estreitos dos três seguintes textos:
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Ponta Delgada , 2003 .413 pp.
No obstante, a seguinte bibliografia pode ser usada para o aprofundamento dos temas apresentados
durante o curso.
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