Noticia explicativa carta_geologica

47

Transcript of Noticia explicativa carta_geologica

NOTÍCIA EXPLICATIVA DACARTA GEOLÓGICA DA ILHA DA MADEIRA

na escala 1:50.000,

Folhas A e B

Edição:Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais, Governo

Regional da Madeira, Região Autónoma da Madeira e Universidade da Madeira

ANTÓNIO BRUM da SILVEIRA1,2, JOSÉ MADEIRA1,2, RICARDORAMALHO2,3, PAULO FONSECA1,4 e SUSANA PRADA5

(1) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa (GeoFCUL)

(2) Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX) / Instituto Dom Luiz

(IDL), Laboratório Associado, Universidade de Lisboa

(3) School of Earth Sciences, University of Bristol, Reino Unido

(4) Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL)

(5) Universidade da Madeira (UMa)

2010

Ficha Técnica

Título: Notícia Explicativa da Carta Geológica da ilha da Madeira na escala 1:50.000,

Folhas A e B

Autoria: António Brum da Silveira, José Madeira, Ricardo Ramalho, Paulo Fonseca

e Susana Prada

Editor: Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais, Região Autónoma da Madeira

e Universidade da Madeira

Design: SRA/DIC -Divisão de Comunicação

Fotografias: António Brum da Silveira

1ª Edição, 2010

Nº de exemplares: 1750

ISBN: 978-972-98405-2-4

PREÂMBULO

1. INTRODUÇÃO: A NOVA CARTA GEOLÓGICA DA ILHA DA MADEIRA 6

2. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO 8

3. VULCANO-ESTRATIGRAFIA DA ILHA DA MADEIRA 10

3.1. AS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS 10

3.2. COMPLEXO VULCÂNICO INFERIOR (CVI) 11

3.2.1. Unidade do Porto da Cruz (CVI 1) 11

3.2.2. Unidade dos Lameiros (CVI 2) 13

3.3. COMPLEXO VULCÂNICO INTERMÉDIO (CVM) 15

3.3.1. Unidade da Encumeada (CVM1) 16

3.3.2. Unidade da Penha D'Águia (CVM2) 17

3.3.3. Unidade do Curral das Freiras (CVM3) 19

3.4. COMPLEXO VULCÂNICO SUPERIOR (CVS) 20

3.4.1. Unidade dos Lombos (CVS1) 20

3.4.2. Unidade do Funchal (CVS2) 22

3.4.3. Unidades dos Lombos e do Funchal indiferenciadas (CVS1-2) 24

3.5. ROCHAS INTRUSIVAS GRANULARES 25

3.6. FILÕES E MASSAS FILONIANAS 25

3.7. DEPÓSITOS RECENTES NÃO VULCÂNICOS 25

3.7.1. Aluviões e Terraços 26

3.7.2. Depósitos de vertente 26

3.7.3. Areias e Cascalheiras de Praia 26

3.7.4. Areias Eólicas 26

3.7.5. Depósitos Glaciares e Periglaciares 27

3.7.6. Depósitos de Movimentos de Massa 28

3.7.7. Depósitos de Lahar 29

4. PETROLOGIA E GEOQUÍMICA 29

5. ESTRUTURA DA ILHA DA MADEIRA 31

5.1. VULCANISMO E TECTÓNICA 31

5.2. COLAPSO LATERAL DO FLANCO NORTE DA ILHA DA MADEIRA 32

6. HIDROGEOLOGIA 33

7. PERIGOSIDADE GEOLÓGICA 36

7.1. GRANDES MOVIMENTOS DE MASSA 37

7.2. SISMICIDADE 37

7.3. VULCANISMO 38

7.4. INUNDAÇÕES 39

AGRADECIMENTOS 40

BIBLIOGRAFIA 41

PREÂMBULO

As cartas geológicas constituem uma ferramenta científica fundamental para a gestão e orde-

namento do território. Estes documentos cartográficos (REBELO, 1999) representam grafica-

mente a distribuição espacial dos materiais rochosos que afloram numa dada área, fornecen-

do diversa e valiosa informação geológica (estratigrafia, litologia, tectónica, etc.). Através

destes mapas, e também dos cortes geológicos produzidos a partir deles, a administração cen-

tral, autarquias, empresas e o público em geral, podem fazer uma utilização mais eficiente e

sustentável do território, conhecer e proteger os recursos naturais (águas subterrâneas,

pedreiras, substâncias minerais com interesse económico, etc.), assim como, identificar e

monitorizar eventuais perigos geológicos (e.g. sismicidade, vulcanismo, deslizamentos) de

modo a mitigar o risco associado às catástrofes naturais. No que respeita o ordenamento do

território, a informação geológica é fundamental, por exemplo, para a decisão sobre a

localização de instalações estratégicas (centros de produção energética, hospitais, polícia,

bombeiros, entre outros), traçado de vias de comunicação, expansão de áreas urbanas, etc.

As Cartas Geológicas são, por conseguinte, documentos estratégicos para o desenvolvimento

sustentado das regiões, com implicações significativas na sua economia.

1. INTRODUÇÃO

Esta Notícia Explicativa constitui documento complementar à leitura da Carta Geológica da

ilha da Madeira (Folhas A e B) na escala 1:50.000, editada pela Secretaria Regional do

Ambiente e Recursos Naturais (SRA), Governo Regional da Região Autónoma da Madeira

(BRUM DA SILVEIRA et al., 2010).

Este trabalho de cartografia geológica, proposto à Universidade da Madeira pelo Governo

Regional da Madeira, foi realizado por uma equipa de investigadores de diversas instituições,

nomeadamente do Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de

Lisboa (GeoFCUL), School of Earth Sciences da Universidade de Bristol (Reino Unido) e

Universidade da Madeira (UMa); à data da realização deste trabalho, os autores integravam

as seguintes Unidades de I&D financiadas pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia (FCT):

Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX)/Laboratório Associado

Instituto Dom Luiz (IDL) - Universidade de Lisboa; Centro de Geologia da Universidade de

Lisboa (CeGUL).

A Carta Geológica da ilha da Madeira foi produzida a partir de levantamentos geológicos efec-

tuados sobre uma cartografia de base nas escalas 1:5.000, 1:10.000 e 1:25.000. Na sua

elaboração, para além dos dados geológicos de campo, foram integrados: i) estudos de

Detecção Remota- análise estereoscópica de fotografia aérea e interpretação de imagem de

satélite e ortofotomapas; ii) estudos de Geomorfologia - a partir da observação directa das

formas de relevo e da análise morfológica em mapas topográficos de diferentes escalas; iii)

dados de Hidrogeologia - relativos a galerias e túneis de captação de água, furos e nascentes;

iv) informação Geotécnica - proveniente de fundações, sondagens e abertura de túneis

rodoviários e hidráulicos. No final, as minutas de campo foram generalizadas e transpostas

para a escala do documento final (1:50.000).

_6_

A edição da cartografia geológica foi efectuada em duas fases distintas: 1) na Direcção de

Serviços de Informação e Comunicação da SRA, procedeu-se à rasterização e vectorização da

cartografia geológica integrando-a num Sistema de Informação Geográfica, cuja base de

dados geológica foi desenvolvida especificamente para o efeito; 2) no Instituto Geográfico do

Exército (IGeoE), após exaustiva revisão da cartografia geológica, efectuaram-se os trabalhos

de Arte Final 1.

À data do início deste projecto a cartografia geológica existente para a ilha da Madeira tinha

sido publicada pelos Serviços Geológicos de Portugal, na escala 1:50.000, em 1974 (Folhas A

e B; ZBYSZEWSKI et al., 1974a, b). Não obstante o meritório trabalho efectuado à época pelos

seus autores, aquele mapa, realizado na sequência de trabalhos de campo em 1969, 1970 e

1971, encontrava-se desactualizado e necessitava de ser revisto. Vários autores haviam já

chamado a atenção para a existência de incorrecções apresentando esboços geológicos

alternativos, como por exemplo MITCHELL-THOMÉ (1976), CARVALHO & BRANDÃO (1991),

ALVES & FORJAZ (1991) e PRADA & SERRALHEIRO (2000) ou, ainda, propondo novos modelos

vulcano-estratigráficos (e.g. MATA, 1996; GELDMACHER et al., 2000). Recentemente, no

âmbito de um documento dedicado à geoconservação e geoturismo, foi publicado um roteiro

geoturístico na escala 1:80.000 (RIBEIRO & RAMALHO, 2009) que teve como base a car-

tografia geológica de ZBYSZEWSKI et al. (1974a, b). O projecto de elaboração da Carta

Geológica da ilha da Madeira, folhas A e B, na escala 1:50.000, a que se refere esta Notícia

Explicativa, constituiu um grande desafio, dadas as dificuldades previsíveis e a dimensão da

tarefa. Estas dificuldades resultam da complexidade inerente à geologia das ilhas vulcânicas,

onde o estabelecimento de correlações estratigráficas é dificultado pela geometria muito

variável dos corpos geológicos. No caso da Madeira, associam-se, também, o factor orográfi-

co, a dimensão da ilha, a densa cobertura vegetal, a intensa urbanização em alguns locais e a

monotonia litológica da maioria das formações vulcânicas que a constituem.

_____________________________1A Arte Final consistiu das seguintes tarefas: i) a conversão de ficheiros em formato SIG (Geomedia) para formato CAD(MicroStation); ii) implementação da gratícula geográfica e informação marginal; iii) edição e organização de toda a informação gráfica (incluindo mapa geológico, cortes geológicos, coluna litoestratigráfica sintética, legenda, etc.), representada em duas folhas na escala 1:50.000, segundo um fluxo automatizado de pré-impressão, desenvolvido peloIGeoE, de modo a obter os ficheiros finais (CMYK) para a impressão offset.

_7_

2. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO

A ilha da Madeira localiza-se no sector oriental do Atlântico Norte, cerca de 700 km a oeste

da costa africana e 850 km a sudoeste de Portugal Continental. O seu território é limitado

geograficamente pelos paralelos 32ο 38' e 32ο 52', de latitude norte, e pelos meridianos 16ο

39' e 17ο 16', de longitude oeste de Greenwich. Apresenta no geral uma forma alongada, com

cerca de 58 km de comprimento máximo, segundo a direcção E-W, e 23 km de largura máxi-

ma, segundo a direcção N-S. É a maior ilha do Arquipélago da Madeira, com uma área de

aproximadamente 736 km2, no qual se incluem as ilhas de Porto Santo (43 km2), Desertas (14

km2) e Selvagens (4 km2). Este grupo de ilhas, conjuntamente com os arquipélagos dos

Açores, Canárias e Cabo Verde, constitui a região biogeográfica da Macaronésia.

O território insular da Madeira corresponde à parte emersa de um edifício vulcânico que se

eleva do fundo oceânico (Fig. 1), desde profundidades de cerca de -4000 m, até aos 1861 m

acima do nível do mar (Pico Ruivo). Trata-se de um grande vulcão escudo de idade mio-

holocénica construído sobre crosta oceânica de idade cretácica, entre as anomalias magnéti-

cas M4 (126,7 Ma) e M16 (139,6 Ma) (KLITGORD & SCHOUTEN, 1986) e localizado no sector

NW da Placa Africana (Núbia), cerca de 500 km a sul da Zona de Fractura Açores-Gibraltar e

aproximadamente a 1600 km a leste da Crista Média Atlântica. Neste enquadramento geo-

dinâmico (magmatismo oceânico intraplaca) a origem do vulcanismo é consensualmente

atribuída a um ponto quente (hotspot), em que a ascensão de magma está associada a uma

pluma mantélica (e.g. MORGAN, 1972; BURK & WILSON, 1976; GELDMACHER & HOERNLE,

2000).

No contexto da fisiografia dos fundos oceânicos, a ilha da Madeira localiza-se no limite

meridional de um extenso conjunto de relevos (ilhas, cristas e montanhas submarinas) que se

encontram alinhados ao longo de uma faixa de direcção geral NE-SW, até à Plataforma

Continental Ibérica (Fig. 1). MORGAN (1981), com base nesta disposição espacial, considera

que a referida faixa marca o rasto de um hotspot, cuja actividade teria começado no

Mesozóico. GELDMACHER et al. (2000), subdividem-na em dois conjuntos morfológicos: a oci-

dente, a "Crista Madeira-Tore", formada por um complexo de montanhas submarinas de

direcção NE-SW e, a oriente, a "Cadeia Vulcânica da Madeira", constituída por grandes mon-

tanhas submarinas isoladas (incluindo a ilha da Madeira), alinhadas segundo uma curva de

direcção geral NE-SW que materializa a deriva da placa africana (para NE) sobre a pluma man-

télica (hotspot track); com base em datações radiométricas de rochas vulcânicas,

GELDMACHER et al. (2000) consideram que a ilha da Madeira (idade 0 - >4,6 Ma) representa

a posição actual do ponto quente, designando-o por "Hotspot da Madeira", o qual terá for-

mado a ilha de Porto Santo (11,1 - 14,3 Ma), as montanhas submarinas (Seamounts) Seine,

Ampère (31 Ma), Coral Patch e Ormond (65 - 67 Ma) e a Serra de Monchique (70 - 72 Ma) no

território continental. Contudo, através da análise do relevo do fundo oceânico2 verifica-se

que, para além da referida faixa NE-SW, existem alinhamentos morfológicos orientados

_____________________________

2 Utilizou-se o modelo de superfície batimétrica ETOPO1 (AMANTE & EAKINS, 2009)

_8_

segundo uma direcção WNW-ESE a E-W (Fig. 1), entre os quais se destacam: a forma alonga-

da da ilha da Madeira, em perfeita continuidade morfológica com uma linha de cumes com

a mesma direcção, situada imediatamente a ocidente, e o alinhamento (WNW-ESE) das mon-

tanhas submarinas Ampére e Coral Patch, por sua vez alinhadas com os relevos Dragon, Lion

e Unicorn. Assim, no conjunto, existe um padrão morfológico composto por duas famílias de

estruturas, respectivamente com direcções NE-SW e WNW-ESE, que se interligam espacial-

mente, originando um modelado do fundo oceânico com geometria reticulada.

Apesar da natureza e origem destas formas do relevo não estar totalmente esclarecida, para

além do modelo baseado na existência de uma pluma mantélica e hotspot track, conside-

ramos a hipótese destas estruturas corresponderem à expressão geomórfica da deformação

tectónica e da actividade vulcânica, envolvendo dois sistemas de fracturação regional expres-

sos por fracturas do tipo propagante ou do tipo leaky. A origem destes sistemas poderá estar

em descontinuidades pré-existentes na crosta oceânica, tais como zonas de rift abortadas,

uma vez que nesta região o campo de tensões regional é compressivo durante o Cenozóico, o

vulcanismo poderá ter resultado de fusão por descompressão, consequência de um campo de

tensões localmente distensivo, induzido pelo arqueamento da litosfera (com extensão) na

região da Crista Madeira-Tore. Esta estrutura foi considerada por RIBEIRO (1996, 1998, 2002),

como uma macroflexura ou uma estrutura cavalgante para leste, derivada de buckling litos-

férico associado a um processo de subducção incipiente, iniciado mais a oriente, na Margem

Continental Oeste-Ibérica.

Fig. 1 - Mapa do fundo oceânico de um sector do Atlântico Norte, na região envolvente à ilha da Madeira. Excerto deimagem Google Earth, modelo de superfície batimétrica ETOPO1 (AMANTE & EAKINS, 2009).

_9_

3. VULCANO-ESTRATIGRAFIA DA ILHA DA MADEIRA

3.1. AS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS

Com base nos trabalhos efectuados no âmbito desta carta geológica, reconheceram-se três

fases principais de construção do grande vulcão escudo da Madeira (Fig. 2a) que se traduzem

numa estratigrafia composta por três complexos vulcânicos principais (BRUM DA SILVEIRA et

al., 2008). Assim foram identificados, da base para o topo: o Complexo Vulcânico Inferior (CVI)

(> 5,57 Ma), o Complexo Vulcânico Intermédio (CVM) (5,57 - 1,8 Ma) e o Complexo Vulcânico

Superior (CVS) (1,8 - 0,007 Ma). Os intervalos de idade atribuídos a cada complexo devem ser

tomados como aproximados e preliminares; baseiam-se no conjunto de datações absolutas

disponíveis na bibliografia (WATKINS & MONEM, 1971; FÈRAUD et al., 1984; FERREIRA et al.,

1988; MATA et al., 1995; MATA, 1996; GELDMACHER et al., 2000; RIBEIRO et al., 2005; KLUGEL

et al., 2009) enquadradas pelo novo esquema estratigráfico. Cada complexo é composto por

várias unidades estratigráficas delimitadas por inconformidades regionais, reflectindo descon-

tinuidades na sucessão estratigráfica e estádios distintos na evolução do edifício vulcânico no

que respeita a sua relação geométrico-temporal.

Assim, na porção emersa da ilha da Madeira reconheceram-se sete unidades vulcano-estrati-

gráficas principais. Foram designadas, respectivamente da mais antiga para a mais recente,

por: Unidade do Porto da Cruz (CVI1) e Unidade dos Lameiros (CVI2), no Complexo Vulcânico

Inferior; Unidade da Encumeada (CVM1), Unidade de Penha d'Águia (CVM2) e Unidade do

Curral das Freiras (CVM3) no Complexo Vulcânico Intermédio; Unidade dos Lombos (CVS1) e

Unidade do Funchal (CVS2), no Complexo Vulcânico Superior.

Fig. 2a - Perfil do vulcão-escudo da ilha da Madeira, visto da Ponta de S. Lourenço para oeste;

Para além destas, identificaram-se depósitos sedimentares recentes, tais como: aluviões (a),

cascalheiras e areias de praia (cap), depósitos de vertente e coluviões (dv), depósitos de movi-

mentos de massa (dm), depósitos de areias eólicas (ad), depósitos glaciares e periglaciares

(dgp) e depósitos de lahar (la).

Na cartografia geológica agora definida, as manchas das referidas unidades foram subdividi-

das de acordo com a predominância relativa de uma dada litofácies sobre outras. Assim,

quando numa dada área predominam derrames lávicos (máficos), relativamente a outros pro-

dutos, a sigla da unidade vem acrescida da letra (β); quando predominam os materiais piro-

clásticos utiliza-se a sigla (pi); quando predominam depósitos sedimentares acresce-se a letra

(g).

A evolução espacial e temporal da actividade eruptiva na ilha da Madeira foi determinada por

vulcanismo fissural ao longo de uma zona de rift vulcânico, que se manifestou inicialmente ao

longo de uma direcção geral E-W, tendo evoluído posteriormente para um sistema fissural de

orientação geral WNW-ESE a NW-SE. As lavas são alcalinas e entre elas predominam os

_10_

litótipos de carácter pouco diferenciado (basanitos e basaltos alcalinos) estando as rochas

intermédias (mugearitos e traquitos) representadas em raros afloramentos (MATA, 1996).

Passa-se a descrever, da mais antiga para a mais recente, as unidades representadas na Carta

Geológica da ilha da Madeira que materializam o seu registo estratigráfico.

3.2. COMPLEXO VULCÂNICO INFERIOR (CVI)

O "Complexo Vulcânico Inferior" (Miocénico > 5,57 Ma) é composto, da base para o topo, por

duas unidades vulcano-estratigráficas:

. a Unidade do Porto da Cruz (CVI1), provavelmente relacionada com o final da fase

submarina do vulcão escudo, é constituída por rochas muito alteradas, de possível

origem hidromagmática (hialoclastitos, brechas hialoclastíticas e derrames lávicos

submarinos), cortadas por uma rede densa de filões;

. a Unidade dos Lameiros (CVI2), constituída por uma sequência de sedimentos carbon

atados marinhos de baixa profundidade que assenta em inconformidade sobre CVI1.

Ambas as unidades, que corresponderão ao final da fase imersa do edifício vulcânico, foram

actuadas por importantes movimentos verticais positivos (de soerguimento ou uplift), de

origem ainda mal conhecida.

3.2.1. Unidade do Porto da Cruz (CVI1)

A "Unidade do Porto da Cruz - CVI1" compreende os materiais mais antigos da ilha da Madeiraactualmente expostos e aflora apenas em duas regiões situadas na metade setentrional insu-lar: na área de Porto da Cruz (do litoral até à cota 390 m) e no interior do vale de S. Vicente(70 m a 700 m de altitude). Pode ser observada no sítio de Achada (Porto da Cruz), a 181 mde altitude, nas vertentes da Ribeira Tem-te Não Caias (N32ο 45' 46,4''; W016ο 50' 10,4'' -WGS84).É constituída por rochas extremamente alteradas, de composição máfica, geralmente irreco-nhecíveis no que respeita à sua estrutura interna e natureza petrológica. A generalidade dosafloramentos corresponde a massas de rochas fortemente argilitizadas, com uma cor carac-terística que varia entre o castanho claro e o amarelo dourado, localmente, a tender para oalaranjado. Estas características sugerem tratar-se de uma alteração palagonítica intensa. Esteatributo reveste-se de particular importância pois, do ponto de vista genético, permite cor-relacionar esta unidade com uma fase eruptiva imersa. Nesse sentido, a pesquisa de evidências de palagonitização, como é referido, por exemplo, emPEACOCK (1926) e BONATTI (1965), é importante. No sentido de tentar confirmar a presençade palagonite em litologias desta unidade, analisaram-se duas amostras representativas pordifracção de raios-X, encontrando-se em curso análises por espectroscopia de infravermelhos.

_11_

Os diagramas de raios-X obtidos3 apresentam, para além dos picos de referência das amostrascom palagonite - com características transicionais entre um vidro e material amorfo (STRON-CIK & SCHMINCKE, 2002) - outros com intensidades características do conteúdo mineralógicodos basaltos. Porém, devido à dificuldade de caracterização da palagonite apenas pelo seuespectro de raios-X (e.g. STRONCIK & SCHMINCKE, 2002; FURNES, 1984; ZHOU et al., 1992) osresultados obtidos, embora consistentes, não são ainda inteiramente conclusivos. Em reforçodos resultados anteriormente discutidos, alguns afloramentos, onde resquícios da sua estru-tura interna são ainda perceptíveis, sugerem que estas rochas correspondem muito provavel-mente a hialoclastitos, brechas hidrovulcânicas e, nalguns casos de litofácies mais maciças, aderrames lávicos submarinos (Fig. 2b, c). A sua semelhança com rochas observadas noutrasilhas da Macaronésia (e.g. SERRALHEIRO, 1976; MACEDO et al., 1988; SCHMIDT &SCHMINCKE, 2002) sugere que estes materiais possam representar, no todo ou em parte, ofinal da fase de construção submarina do grande vulcão escudo da Madeira. Os materiais do CVI1 encontram-se densamente recortados por filões, contemporâneos destaunidade ou correlativos das unidades suprajacentes, observando-se por vezes estruturas dotipo "dique em dique" onde é difícil distinguir as rochas encaixantes. No vale de S. Vicente,para além dos filões de composição basáltica (s.l.), a CVI1 é intruída por massas de naturezatraquítica e, na região de Porto da Cruz, nos vales das ribeiras de Massapez, a 249 m de alti-tude (N32ο 46' 03,3''; W016ο 50' 32,7'' - WGS84) e das Voltas, esta unidade encontra-se intruí-da por rochas granulares (gabros com feldspatóides, essexitos), apresentando evidências deprocessos metassomáticos na zona de contacto (SILVA et al., 1975).Atendendo à localização dos dois conjuntos de afloramentos do CVI 1, subentende-se a pre-sença de um edifício vulcânico submarino alongado segundo direcção E-W (ou dois edifícioscoalescentes em profundidade, alinhados naquela direcção), relacionado com actividade vul-cânica ao longo de uma zona de rift de direcção geral E-W.Confirmando-se a natureza submarina desta unidade e por correlação com a estrutura e

estratigrafia da ilha de Porto Santo (SCHMIDT & SCHMINCKE, 2002; FONSECA et al., in press),

pode inferir-se que o CVI1 tenha idade miocénica, possivelmente Miocénico Superior.

_____________________________3 A difracção de raios-X (DRX), foi efectuada num difractómetro Philips PW1710, comandado a partir de um computa-dor pelo programa informático PC-APD, Versão 3.6 (Philips Scientific). O programa PC-APD, além de permitir a aquisiçãodos dados de difracção, digitalizando os registos obtidos, também permite a sua análise e manipulação; utilizou-se afunção 'peak search' para detectar os ângulos 2θ das reflexões e respectivas intensidades, através da função 'Minimumof 2nd Derivate of Peak'. Foi usada uma ampola de Cobre (20 mA e 40 kV) como fonte de radiação. Os registos foramefectuados utilizando um 'scan' contínuo, entre os 2º e os 65º 2θ, a uma velocidade de varrimento de 0,02º θs -1. Osdifractogramas obtidos foram analisados com o apoio do programa MacDiff, versão 4.25, escrito por R. PETSCHICK(2004).

_12_

Atendendo a que o nível do mar nos últimos 25 Ma não terá ultrapassado os ~ 50 m acima do

nível médio das águas do mar actual (MILLER et al., 2005), é lícito inferir que esta unidade terá

sofrido um movimento de soerguimento (uplift) considerável, provavelmente superior a 650

m. A sua origem é ainda mal conhecida, mas estudos recentes (e.g. RAMALHO et al., 2010a,

b, c; MADEIRA et al., 2010) sugerem que estes movimentos possam estar relacionados, entre

outras causas, com sucessivas intrusões magmáticas na base do edifício vulcânico (RAMALHO

et al., 2010b).

Fig. 2b, 2c - Brechas hialoclastíticas muito alteradas da "Unidade de Porto da Cruz - CVI 1" (Porto da Cruz);

3.2.2. Unidade dos Lameiros (CVI 2)

A "Unidade dos Lameiros (CVI 2)" é constituída por rochas sedimentares marinhas carbon-

atadas e aflora num único local da ilha da Madeira, na margem direita da Ribeira de S. Vicente,

próximo do sítio dos Lameiros, concelho de São Vicente. Conhecem-se apenas dois conjuntos

de afloramentos, ambos com má exposição, no local de antigas pedreiras de exploração de

calcários actualmente integradas no Núcleo Museológico - a Rota da Cal; o conjunto mais

importante, junto à Achada do Furtado do Barrinho (ou Corgo do Barrinho) (coordenadas:

N32ο 47' 51,7''; W017ο 01' 20,4'' - WGS84), situa-se entre 375 e 475 m de altitude e o segun-

do, no Lombo da Eira, a cerca de 320 m de altitude.

Os sedimentos, descritos como "biocalcaritos neríticos" e "biocalcaritos recifais" (de hexaco-

raliários) por ROMARIZ (1971a, b), são atravessados por vários filões máficos e assentam em

inconformidade sobre a Unidade do Porto da Cruz (CVI 1), estando cobertos por produtos vul-

cânicos do Complexo Vulcânico Intermédio - Unidade da Penha de Águia (CVM 2). Os depósi-

tos da Unidade dos Lameiros são constituídos por associações de fácies calcárias e calcareníti-

_13_

cas, conglomeráticas e micro-conglomeráticas de cimento carbonatado, fossilíferas, apresen-

tando um esboço de estratificação sub-horizontal ou ligeiramente inclinada para o quadrante

norte.

No corte principal (Corgo do Barrinho) observou-se a seguinte sucessão, da base para o topo:

1) conglomerados e micro-conglomerados de cimento calcário, muito mal calibrados, consti-

tuídos por clastos bem rolados de rochas basálticas; 2) calcários conglomeráticos, com abun-

dantes clastos bem rolados de natureza vulcânica, contendo restos de algas calcárias do

género Lithothamnium sp., frequentes fósseis de equinóides, pectinídeos e outros bivalves; 3)

calcarenitos com equinóides, corais, pectinídeos, raros ostreídeos e outros bivalves;

4) calcários conglomeráticos, com abundantes clastos bem rolados de natureza vulcânica,

contendo restos de algas calcárias do género Lithothamnium sp., frequentes fósseis de

equinóides, pectinídeos e outros bivalves; 5) calcários de ambiente recifal, dominados pela

presença de bioedificações de corais, e leitos ou preenchimentos calcareníticos com abun-

dantes fragmentos de coral, equinóides, pectinídeos, raros ostreídeos e outros bivalves;

6) calcarenito conglomerático com abundantes clastos de natureza vulcânica, de granulome-

tria muito variável, contendo equinóides, corais, pectinídeos, raros ostreídeos e restos de

outros bivalves.

As litologias e o conteúdo fossilífero dos depósitos (Fig. 2d, e) são compatíveis com uma fácies

litoral (médio a infra-litoral, ou nerítica), tornando-se recifal (médio-litoral) para o topo. Para

uma listagem mais detalhada da associação faunística consulte-se ZBYSZEWSKI et al. (1975).

Fig. 2d, 2e - Conglomerado de matriz calcarenítica e calcário fossilífero da "Unidade dos Lameiros - CVI 2" (S. Vicente);

Os sedimentos encontram-se selados por um depósito piroclástico de cor avermelhada a roxa,

composto por lapilli de composição máfica, com elementos juvenis e líticos, cuja estrutura

vulcânica interna sugere tratar-se de um fluxo piroclástico dirigido para o quadrante N, o qual

englobou fragmentos de sedimento recifal e que em certos locais provocou deformação inter-

na no topo do depósito. A inclusão de pequenos fragmentos lávicos - bombas ou blocos

provenientes da escoada piroclástica - no topo do depósito sedimentar, assim como a pre-

_14_

sença de figuras de carga, sugerem que este ainda não se encontrava consolidado no momen-

to em que foi coberto pelo fluxo piroclástico.

A idade dos depósitos continua por esclarecer. Estes foram inicialmente considerados como

Vindoboniano (15,5 a 11,0 Ma), com base no conteúdo paleontológico (macro-fauna) (e.g.

MITCHELL-THOMÉ, 1974). Posteriormente, FERREIRA et al. (1988) propuseram uma idade

inferior a 5,2 Ma (pós Messiniano), com base na datação pelo método K/Ar, de um derrame

lávico subjacente ao depósito. No sentido de esclarecer a idade do depósito, colheu-se um

conjunto de seis amostras para datação isotópica utilizando o método de isótopos de estrôn-

cio (ELDERFIELD, 1986; VEIZER, 1989; MCARTHUR, 1994)4. Destas, apenas quatro amostras

revelaram ter qualidade mínima para a datação, obtendo-se os seguintes valores de idade:

9,16±0,565; 10,24±0,445; 10,47±0,44 e 9,03±0,665 Ma. Contudo, os conteúdos significativos

em Fe e Mn identificados podem indicar uma alteração generalizada dos fósseis utilizados

para datação, pelo que estes resultados devem ser considerados como preliminares.

Por outro lado, as razões 87Sr/86Sr apresentam frequentemente valores mais baixos que os

espectáveis para a idade obtida por outros métodos (biostratigrafia ou Ar/Ar em formações

supra e subjacentes), resultando assim em valores de idade que possivelmente serão artificial-

mente mais antigos que os reais (BERNOULLI et al., 2007; RAMALHO, in press).

Deste modo, as idades obtidas utilizando o método da estratigrafia do estrôncio, carecem de

confirmação por outro método e deverão ser considerados meramente indicativas, su-

gerindo uma idade Miocénico Superior.

A presença deste depósito marinho aos 320-475 m de altitude é outro testemunho dos impor-

tantes movimentos de levantamento (uplift) experimentados pelo edifício vulcânico, em con-

cordância com o inferido para a unidade anterior.

3.3. COMPLEXO VULCÂNICO INTERMÉDIO (CVM)

O "Complexo Vulcânico Intermédio (CVM)" (Plio-Plistocénico 5,57 - 1,8 Ma) materializa a

segunda grande fase de edificação do vulcão escudo da Madeira, agora em ambiente

subaéreo. As lavas, com valores elevados de alcalis/sílica, caracterizam-se pela raridade de

termos de composição evoluída, predominando os basanitos e basaltos (MATA, 1996).

_____________________________4 As amostras, fragmentos de conchas de pectinídeos e ostreídeos, foram limpas mecânica e quimicamente (num banhoácido fraco, e numa sucessão de banhos ultrassónicos) e secas em estufa. Posteriormente foram dissolvidas em ácidoclorídrico e, após centrifugação e extracção dos resíduos, sujeitas a processos de cromatografia de catiões e cro-matografia de isótopos de estrôncio (Sr) com vista à obtenção de uma solução pura de Sr (em ácido nítrico) e removerqualquer Rb e Ca residual. Separou-se 10% das amostras em solução, antes dos processos de cromatografia, para poste-rior análise de elementos maiores, no sentido de avaliar o seu grau de alteração. As razões isotópicas de Sr foram deter-minadas num espectrómetro de massa ThermoFinnigan multi-colector de termo-ionização (TIMS) no Laboratório deIsótopos da Universidade de Bristol (Reino Unido), e a análise de elementos maiores num espectrómetro de massa decolector único, de alta resolução (Finnigan Element 2) no mesmo laboratório. A composição isotópica de Sr foi analisa-da de um modo estático; as razões 87Sr/86Sr foram corrigidas para a interferência de 87Rb (já de si negligenciáveis dev-ido ao reduzido conteúdo em Rb dos carbonatos e à separação cromatográfica prévia); a descriminação de massa foi cor-rigida, utilizando uma lei exponencial, pela normalização 87Sr/86Sr = 0,1194; as amostras padrão correspondem àsolução NIST SRM 987. Para o período em que se realizaram as análises (6 meses), 19 análises ao padrão NIST SRM 987resultaram numa razão isotópica 87Sr/86Sr = 0,710246±0,000022 (2). Para uma descrição completa do método analíti-co veja-se RAMALHO (2010). A conversão para idades numéricas foi realizada com base na curva global standard de isó-topos de estrôncio (Global Strontium Standard Curve) e tabela LOWESS (LOcally WEighted Scatterplot Smoother) publi-cada por MCARTHUR et al., (2001) e gentilmente facultada por estes autores.

_15_

É composto, da base para o topo, por três unidades vulcano-estratigráficas:

. a Unidade da Encumeada (CVM1) - primeira etapa de construção do vulcão

escudo em ambiente subaéreo, caracterizada por erupções de estilo estrombo-

liano e vulcaniano em cones ou sistemas fissurais situados ao longo de uma zona

de rift de direcção E-W, abrangendo os actuais sectores central e oriental, respec-

tivamente, Maciço Central e Ponta de S. Lourenço.

. a Unidade de Penha d'Águia (CVM2) - segunda etapa de actividade vulcânica em

ambiente subaéreo, caracterizada por um elevado número de erupções (de estilo

estromboliano e havaiano) com emissão de grandes volumes de lava a partir de

centros eruptivos localizados fundamentalmente na região do Maciço Central,

contribuindo assim para um aumento significativo do volume insular imerso.

. a Unidade do Curral das Freiras (CVM3) - terceira etapa de actividade eruptiva

em ambiente subaéreo, caracterizada por vulcanismo de estilo essencialmente

havaiano (ou estromboliano) em bocas fissurais situadas provavelmente na região

do Paul da Serra; durante este período inicia-se a fase de crescimento da ilha no

sector oeste.

A definição e diferenciação destas unidades no campo basearam-se em critérios litoestratigrá-

ficos, geomorfológicos e na presença de inconformidades expressas por superfícies de erosão,

paleossolos e intercalações de depósitos sedimentares.

Este complexo constitui o volume principal do edifício subaéreo da Madeira e

resultou da actividade vulcânica fissural que materializa uma zona de rift de direcção geral

E-W, cujas fracturas eruptivas e diques de alimentação estão bem patentes no sector entre o

Maciço Central e a Ponta de S. Lourenço, assim como nas arribas litorais da costa oeste.

3.3.1. Unidade da Encumeada (CVM1)

A "Unidade da Encumeada - CVM1" aflora com boa exposição na região da Encumeada, isto

é, nas áreas de cabeceira da Ribeira de Serra de Água e da Ribeira de S. Vicente, entre 160 m

e 970 m de altitude, sem no entanto atingir a linha de festo que separa as duas bacias. Pode

ser observada nos taludes da estrada regional ER 228, nos Vinháticos, no local de coordenadas

geográficas N32ο 44' 11,9''; W17ο 01' 31,6'' (WGS84), a 615 m de altitude. Destacam-se,

ainda, os afloramentos na vertente ocidental da depressão do Curral das Freiras que atingem

os 1100 m de altitude, na área montante do vale de Boaventura (Ribeira do Porco) e Ribeira

do Faial, nas arribas da região do Faial/Ponta dos Clérigos, na região do Porto da Cruz e Ponta

de S. Lourenço (e.g. no miradouro, N32ο 44' 57,2''; W016ο 42' 24,3'' - WGS84).

A unidade assenta em inconformidade sobre as unidades do Complexo Vulcânico Inferior e é

delimitada a topo por uma superfície de erosão muito irregular que trunca numerosos filões

contemporâneos.

A CVM1 é constituída por produtos vulcânicos subaéreos de composição essencialmente

máfica, às vezes muito alterados, reconhecendo-se facilmente a sua estrutura interna e

_16_

mecanismo de deposição (Fig. 2f). Observam-se alternâncias de derrames lávicos com tufos

de piroclastos de queda, emitidos por erupções de tipo estromboliano, ocasionalmente com

níveis constituídos por brechas vulcânicas e depósitos de fluxo piroclástico (do tipo block-and-

-ash flow) produzidos por erupções de carácter mais explosivo, de estilo vulcaniano.

Intercalados nas sequências vulcânicas reconhecem-se numerosos depósitos sedimentares

grosseiros do tipo lahar, cujas litofácies são caracterizadas por associações de fácies

brechóides e conglomeráticas relacionadas com fluxos detríticos (debris flow) ou fluxos de

lama (mud flow) que traduzem, no geral, importantes eventos de enxurrada.

Apesar da variedade de litofácies que compõem a CVM1, não foi possível proceder à sua indi-

vidualização em manchas cartográficas distintas devido à má exposição dos afloramentos e

dificuldades do terreno. Na Carta Geológica optou-se por representar numa mancha única

todos estes tipos usando a sigla "CVM1 β ".

Fig. 2f - Derrames lávicos, tufos e brechas da "Unidade de Encumeada - CVM 1" deslocados por falha normal (Curral dasFreiras);

3.3.2. Unidade da Penha D'Águia (CVM2)

A "Unidade da Penha d'Águia - CVM2" aflora em quase toda a ilha, em particular, nos taludes

das arribas litorais de maior comando ou nas vertentes abruptas dos vales mais encaixados,

estando geralmente coberta pelas unidades mais recentes ("Unidade do Curral das Freiras -

CVM3" e, ocasionalmente, pelas unidades do "Complexo Vulcânico Superior"); a excepção é

feita ao longo de uma faixa entre Porto da Cruz e Machico, em que a CVM2 aflora numa

posição morfológica culminante. Nas vertentes escarpadas do relevo circunscrito de Penha

d'Águia (Porto da Cruz) apresenta uma excelente exposição (e.g. N32ο 46' 32,7''; W16ο 49'

39,7" - WGS84). A ausência de afloramentos da CVM2 na faixa litoral entre o Funchal e

Machico sugere que, neste período, a ilha se caracterizava por uma grande baía que foi, pos-

teriormente, colmatada pelas unidades do CVS.

_17_

O CVM2 compreende sequências vulcânicas máficas (basanitos e basaltos) resultantes de

actividade efusiva e explosiva subaérea, de estilo estromboliano, havaiano e, ocasionalmente,

do tipo freatomagmático, assim como, sequências sedimentares epiclásticas.

As sequências de derrames lávicos desta unidade (CVM2β) formam geralmente grandes

empilhamentos de escoadas (basaltos e basanitos), do tipo aa, de espessura reduzida, apre-

sentando-se geralmente pouco alteradas. Intercalados nos derrames lávicos e em áreas afas-

tadas das bocas eruptivas, ocorrem níveis de piroclastos de queda distais (tufos de lapilli e cin-

zas), geralmente muito compactos e pouco espessos, assim como produtos de actividade

freato-magmática.

Os depósitos piroclásticos máficos subaéreos (CVM2 pi) integram, indiferenciadamente, tufos

de escórias e lapilli de cones estrombolianos/havaianos, piroclastos de queda distais e oca-

sionais produtos freatomagmáticos. Em zonas próximas dos principais centros eruptivos (e.g.

região do Maciço Central) observa-se uma rede densa de filões com direcção geral E-W (por

exemplo, na região da Ponta de S. Lourenço, nos vales do Maciço Central, nas arribas do Cabo

Girão, Jardim do Mar, Paul do Mar e da Quebrada Nova).

Na base desta unidade, fossilizando importante superfície erosiva que trunca unidades vul-

cano-estratigráficas mais antigas (Fig. 2g), ou intercalados noutras posições estratigráficas no

seio da unidade, ocorrem frequentemente depósitos sedimentares (CVM2 g) do tipo lahar

constituídos por associações de fácies brechóides, conglomeráticas e areníticas grosseiras,

relacionados com fluxos detríticos ou fluxos de lama em ambientes proximais de sistemas de

leques aluviais ou sistemas fluviais canalizados. Noutros afloramentos, observam-se

brechas e conglomerados de avalanches de detritos relacionados com movimentos de massa

do tipo deslizamento. Estes sedimentos constituem, por esta razão, corpos descontínuos de

geometria lenticular, marcando descontinuidades menores dentro da CVM2.

Fig. 2g - Depósito de conglomerados e brechas coberto por sucessão de derrames lávicos, na base da "Unidade de Penhade Águia - CVM 2" (S. Vicente)".

_18_

3.3.3. Unidade do Curral das Freiras (CVM3)

A "Unidade do Curral das Freiras - CVM3" aflora em quase toda a extensão da costa ociden-

tal, nas arribas do litoral norte e nas encostas dos vales mais profundos do interior da ilha. No

Curral das Freiras observa-se uma boa secção do seu registo, bem como uma inconformidade,

do tipo discordância, que a limita na base e que corresponde a uma superfície de erosão

regional que trunca as unidades CVM2 e CVM1 (visível do local de coordenadas: N32ο

41' 44,1''; W016ο 58' 41,1" - WGS84). Também é possível observar o contacto discordante na

cabeceira da Ribeira da Ponta do Sol (N32ο 44' 17,9''; W017ο 05' 44,8'' - WGS84) (Fig. 3a). Em

muitos locais, contudo, não se observa discordância ou esta é muito subtil, dificultando a sua

separação da "Unidade de Penha d'Águia - CVM2". Nestes casos foi necessário interpolar os

limites ou interpretá-los com base em critérios geomorfológicos.

A "Unidade do Curral das Freiras - CVM3" é constituída, no geral da ilha, por sequências lávi-

cas resultantes de actividade predominantemente efusiva subaérea (CVM3 β), com ocasion-

ais intercalações de depósitos piroclásticos de queda (escórias, lapilli e cinzas basálticas),

níveis de tufitos e ocasionais produtos máficos de actividade freato-magmática. As escoadas

basálticas (s.l.) podem ser muito espessas, mas em número reduzido, tal como se observa na

região da Encumeada e Paul da Serra, ou compreender empilhamentos de numerosos der-

rames basálticos pouco espessos.

No Maciço Central, os depósitos piroclásticos (CVM3 pi) são constituídos predominantemente

por tufos de escórias e lapilli observando-se sequências quase exclusivamente constituídas

por cones de escórias sobrepostos. Localmente a CVM3 pi inclui piroclastos de queda distais

e produtos de actividade freato-magmática (e.g. Serra de Água e Ribeira dos Socorridos), aos

quais podem estar associados níveis de tufos de cinzas traquíticas, ricas em cristais de feldspa-

to (sanidina) (e.g. Paul da Serra).

Fig. 3a - Discordância entre os derrames lávicos da "Unidade de Curral das Freiras - CVM 3", inclinados para Norte, esequências da "Unidade de Penha de Águia - CVM 2" inclinadas para sul (Rabaças);

_19_

A "Unidade CVM3 g" inclui depósitos sedimentares epiclásticos de fácies conglomeráticas,

brechóides e areníticas grosseiras, associados a fluxos de detritos ou fluxos de lama (lahares)

e fluxos hiperconcentrados; na base da unidade, ocorrem localmente volumosos preenchi-

mentos conglomeráticos de paleovales estreitos e encaixados, enquanto para o meio e topo

da unidade ocorrem abundantes intercalações sedimentares no seio do empilhamento vul-

cânico, compostas por sedimentos finos, de fácies tufítica e arenítica;

vários exemplos podem ser encontrados na cabeceira da Ribeira da Ponta do Sol, em vários

locais da cabeceira do vale de S. Vicente, na subida da Encumeada para o Paul da Serra, no

Lombo do Doutor, entre outros.

As sequências vulcânicas da "Unidade CVM3" apresentam-se geralmente pouco alteradas,

sendo cortadas por um número reduzido de filões.

3.4. COMPLEXO VULCÂNICO SUPERIOR (CVS)

O Complexo Vulcânico Superior (CVS) (Plistocénico e Holocénico ~ 1,8 - 0,007 Ma) materializa

a terceira fase de edificação do vulcão escudo da Madeira e é composto por duas etapas de

actividade eruptiva em ambiente predominantemente subaéreo. As suas lavas são maioritari-

amente alcalinas e deram origem a basanitos e basaltos; a ocorrência de rochas intermédias

extrusivas (mugearito e pedra-pomes traquítica) evidencia uma maior importância dos

processos de diferenciação magmática relativamente aos complexos vulcânicos anteriores

(ZBYSZEWSKI et al., 1975).

Este complexo reúne as manifestações eruptivas mais recentes da ilha da Madeira, expressas

num modelado vulcânico de construção que se relaciona directamente com a morfologia

actual. Definem-se, assim, duas unidades vulcano-estratigráficas:

. a Unidade dos Lombos (CVS1) - etapa de revestimento vulcânico insular em

posição morfológica culminante e, nalguns casos, preenchimento de vales rela-

cionados com a morfologia actual.

. a Unidade do Funchal (CVS2) - etapa de vulcanismo pós-erosão, isto é, contem-

porâneo da morfologia actual.

A orientação geral do alinhamento dos centros eruptivos, a direcção dos diques contemporâ-

neos do CVS, a direcção de falhas e fracturas eruptivas, o alongamento do sector ocidental da

ilha, revela um controle estrutural do vulcanismo, provavelmente tectónico, segundo zonas

de rift vulcânico de direcção geral NW-SE a WNW-ESE.

3.4.1. Unidade dos Lombos (CVS1)

A denominação atribuída a esta unidade vulcano-estratigráfica não tem uma conotação

geográfica local, mas um significado geomorfológico de âmbito regional. Na toponímia insu-

lar designam-se por "lombos", "lombas" ou "lombadas" os interflúvios de topo relativamente

aplanado e de declive pouco acentuado para o mar (Fig. 3b).

_20_

Estas formas de relevo correspondem a superfícies subestruturais, pouco degradadas pela

erosão, que materializam o topo de escoadas lávicas provenientes de centros eruptivos situ-

ados predominantemente nas regiões altas da ilha, que correram em direcção ao litoral. Deste

modo, a "Unidade dos Lombos - CVS1" materializa o período em que a actividade vulcânica

terá revestido, quase totalmente, o edifício vulcânico insular construído durante as fases

eruptivas anteriores, aumentando a dimensão da ilha e colmatando a maior parte das formas

erosivas desenvolvidas até então. Assim, as superfícies de enchimento lávico deram a forma

culminante ao vulcão escudo e estão na origem da morfologia actual, ou seja dos "lombos".

Fig. 3b - Interflúvios aplanados e inclinados para sul que materializam a superfície de enchimento lávico de derramesda "Unidade dos Lombos - CVS 1" (Arco da Calheta);

Entre as formas de relevo colmatadas, destacam-se o preenchimento lávico do paleovale flu-

vial de S. Roque e a depressão originada por um grande deslizamento num sector do flanco

sul do vulcão da Madeira (Fig. 5), cuja rampa lateral (NNE-SSW) intercepta a arriba litoral

entre o Cabo Girão e Câmara de Lobos, local onde também é visível a discordância que limita

na base a CVS1 (visível do local de coordenadas: N32ο 39' 03,3''; W016ο 59' 07,4'' - WGS84)

(Fig. 3c). Esta estrutura de colapso gravítico e sua posterior fossilização está na origem da

actual morfologia "em anfiteatro" da região de Câmara de Lobos - Funchal. A unidade CVS1βé composta predominantemente por derrames lávicos subaéreos de composição máfica

(basanitos e basaltos), por vezes com intercalações de tufitos, depósitos piroclásticos de

queda (escórias, lapilli e cinzas basálticas) e ocasionais produtos máficos de actividade freato-

magmática. Os derrames lávicos encontram-se umas vezes frescos, outras intensamente alter-

ados apresentando disjunção esferoidal muito desenvolvida. O grau de alteração revela-se

independente da posição altimétrica dos afloramentos, ocorrendo tanto nas regiões altas

como baixas. As escoadas da base da unidade aparentam menor alteração que as do topo da

sequência, o que pode denotar alguma variação das características geoquímicas que favoreça

a alteração. Estes materiais são cortados por raros filões, geralmente associados a centros

eruptivos da própria unidade.

As manchas de CVS1 pic referem-se a depósitos piroclásticos máficos subaéreos (blocos e

bombas, lapilli e cinzas) de cones estrombolianos/havaianos (e.g. Pico do Cedro).

_21_

Estes materiais são cortados por filões subverticais e raras, mas importantes, soleiras. A zona

do Maciço Central (tal como aconteceu nas fases eruptivas anteriores) e a região do Paul da

Serra, foram importantes focos de vulcanismo fissural mas, desta vez, as fracturas eruptivas

geradas têm uma direcção NW-SE, revelando uma modificação no campo de tensões region-

al. Na zona do Pico do Areeiro/Pico Cidrão a unidade apresenta características freato-mag-

máticas no topo. Os depósitos piroclásticos distais (CVS1 pid) são constituídos predominante-

mente por cinzas e lapilli de queda, geralmente muito alterados.

Os depósitos sedimentares (CVS1 g) compreendem associações de fácies conglomeráticas,

brechóides e areníticas, estando relacionados com eventos de enxurradas (lahares) e a fluxos

canalizados hiperconcentrados.

Após a etapa eruptiva correspondente à "Unidade dos Lombos - CVS1" a ilha da Madeira pos-

suía a forma de um vulcão escudo relativamente regular; nas regiões mais elevadas, coinci-

dentes com o grande eixo de actividade fissural segundo a direcção geral do rift activo (NW-

SE), a morfologia de construção vulcânica deu origem a uma topografia de fraco declive e rel-

ativamente aplanada, de onde sobressaíam alguns conjuntos de cones alinhados (NW-SE). Em

direcção ao litoral, as vertentes do vulcão escudo apresentam declives variáveis mas de pen-

dor constante, materializando o topo de derrames provenientes da zona de rift central (mais

alta) ou de cones havaianos/estrombolianos isolados (a meia encosta), mas alinhados segun-

do fracturas eruptivas com a mesma direcção. Posteriormente, durante o CVS2, ocorreu a fase

erosiva que entalhou a maioria dos grandes vales actuais da ilha.

Fig. 3c - Discordância que limita a base da "Unidade dos Lombos - CVS 1" (Cabo Girão)

3.4.2. Unidade do Funchal (CVS2)

A "Unidade do Funchal - CVS2" está bem exposta na região do Funchal - Câmara de Lobos e

aflora um pouco por toda a ilha. Pode, por exemplo, ser observada no Funchal no local com

as coordenadas: N32ο 38' 33,0''; W016ο 55' 01,8'' (WGS84).

_22_

Os materiais desta unidade assentam em inconformidade sobre as unidades mais antigas (Fig.

3 d): nalgumas situações (e.g. Paul da Serra) em aparente concordância (equivalente a uma

paraconformidade sedimentar) ou, na maioria dos casos, em discordância, sobretudo quando

os centros eruptivos ocorrem em áreas muito erodidas, por exemplo no interior de vales, ou

quando os derrames lávicos correram para o interior de vales ou fluíram por arribas litorais

em direcção ao mar.

As manifestações vulcânicas subaéreas compreendem derrames lávicos de composição

mugearítica (CVS2µ) (ZBYSZEWSKI et al., 1975) e derrames lávicos de composição máfica

(basaltos s.l.), com intercalações ocasionais de piroclastos de queda (escórias, lapilli e cinzas

basálticas) e produtos de actividade freato-magmática (CVS2β). As erupções de estilo hava-

iano ou estromboliano, produziram cones de escórias (CVS2 pic) e depósitos piroclásticos de

queda distais (cinzas e lapilli), geralmente alterados (CVS2 pid).

Como a actividade vulcânica é do tipo fissural, em muitos casos não terá havido a formação

de cones de escórias sendo, por esta razão, difícil encontrar os centros eruptivos que origi-

naram alguns derrames; noutros casos, as fissuras eruptivas são evidenciadas pelo alin-

hamento de cones, segundo direcção geral NW-SE (e.g. Porto Moniz - Paul da Serra - Funchal).

Como já foi referido anteriormente, os derrames (CVS2β) podem fossilizar arribas litorais, já

talhadas em materiais da "Unidade dos Lombos - CVS1" ou em unidades mais antigas, for-

mando deltas ou fajãs lávicas no litoral (Seixal, Porto Moniz).

As formas vulcânicas estão, em geral, pouco destruídas pela erosão, encontrando-se repre-

sentadas quer por derrames lávicos com estruturas de fluência ainda preservadas (Caniçal),

quer por cones de piroclastos com formas relativamente bem conservadas (e.g. Pico da Ponta

da Cruz).

A "Unidade do Funchal - CVS2" engloba, também, produtos de erupções que ocorreram em

ambiente submarino. Num litoral pouco profundo, próximo da costa, destacam-se os tufos

basálticos, submarinos, provenientes de cones surtseianos (e.g. Ilhéu Mole - Porto Moniz,

Praia Formosa - Funchal, Ponta do Garajau) referenciados na carta geológica por CVS2 pih β.

A maiores profundidades, no flanco meridional do grande edifício vulcânico submarino da

Madeira, terão ocorrido erupções submarinas de estilo hidromagmático e pliniano, envolven-

do lavas de composição mais evoluída (traquítica), que originaram depósitos de tufos de car-

acterísticas freatomagmáticas e hidroplinianas com pedra-pomes traquítica, referenciados

por CVS2 pih τ. Estes depósitos de queda apresentam uma cor amarela acastanhada distinta

e são pouco espessos; podem englobar níveis bem calibrados de pedra-pomes, níveis com

elementos líticos e magmáticos juvenis (traquíticos e/ou basálticos) e ocorrem actualmente

em retalhos por todo o litoral sul, desde a região da Calheta até Água de Pena, fossilizando

uma topografia próxima da actual, cobrindo ou estando intercalados em produtos basálticos

(escoadas e piroclastos) seus contemporâneos. Um alinhamento de cones submarinos foi

recentemente reconhecido a sul do Funchal com uma direcção geral NNW-SSE (GELDMACH-

ER et al., 2006), desconhecendo-se de momento a sua relação genética com os depósitos

freato-plinianos anteriormente descritos.

Os depósitos sedimentares (CVS2 g) compreendem associações de fácies conglomeráticas,

brechóides e areníticas, estando relacionados com eventos de enxurradas (lahares) (e.g. Foz

da Ribeira de Natal - Caniçal) e a fluxos hiperconcentrados que originaram tufitos e arenitos

_23_

com intercalações conglomeráticas (e.g. Porto da Cruz).

Em ambos os locais dados como exemplo, os produtos vulcânicos desta unidade, respectiva-

mente derrames mugearíticos e derrames basálticos, selam estes depósitos. Localmente

ocorrem depósitos conglomeráticos correlativos de bloqueios da drenagem por represamen-

to. Os episódios de represamento podem ter sido originados por movimentos de massa

(deslizamentos) de sectores das vertentes do vale ou por derrames lávicos que correram para

o interior do vale, ocupando uma dada extensão do talvegue.

A montante destes bloqueios da drenagem, ocorre assoreamento até que o perfil de equi-

líbrio da linha de água seja reposto por incisão fluvial dos depósitos que originaram a bar-

ragem. Existem exemplos deste fenómeno em várias bacias hidrográficas, nomeadamente nas

das ribeiras da Janela e de S. Vicente. Alguns depósitos identificados noutros locais (por exem-

plo na bacia hidrográfica da Ribeira do Porco) poderão ter origem similar.

Os materiais da unidade CVS2 apresentam-se, em geral, pouco alterados, embora nalguns

casos possam apresentar disjunção esferoidal desenvolvida. São cortados por raros filões,

sempre associados aos centros eruptivos da própria unidade.

É durante este período que ocorre um grande colapso lateral no flanco norte da ilha da

Madeira, descrito mais adiante.

Fig. 3d - Discordância que limita a base da "Unidade do Funchal - CVS 2" (Cabo Girão);

3.4.3. Unidades dos Lombos e do Funchal indiferenciadas (CVS1-2)

Nas regiões da Ponta de S. Lourenço, Santana - S. Jorge e Porto Moniz não foi possível sepa-

rar estas duas unidades pelo que se criou uma unidade CVS1-2 indiferenciada. Nestes locais

observam-se afloramentos pertencentes a ambas as unidades do CVS, mas não existem

critérios geológicos ou geomorfológicos suficientemente fiáveis para permitir a sua separação

cartográfica.

_24_

3.5. ROCHAS INTRUSIVAS GRANULARES (T)

Na região do Porto da Cruz, nomeadamente nos vales das ribeiras de Massapez e das Voltas,

ocorrem rochas intrusivas granulares (T) (GAGEL, 1912). Os afloramentos apresentam dimen-

são reduzida (100 por 75 m no caso do maior, na Ribeira de Massapez) e má exposição. As

litologias presentes variam desde gabros com feldspatóides a essexitos, apresentando evidên-

cias de processos metassomáticos (SILVA et al., 1975).

Trata-se de intrusões nas formações do Complexo Vulcânico Inferior - Unidade do Porto da

Cruz (CVI1), que representam bolsadas magmáticas instaladas em posição superficial do edifí-

cio vulcânico, cujos magmas arrefeceram lentamente imprimindo-lhes texturas granulares.

Quanto à sua idade relativa, desconhece-se se são intrusões contemporâneas do "CVI" ou

relacionadas com as fases eruptivas do Complexo Vulcânico Intermédio (CVM).

3.6. FILÕES E MASSAS FILONIANAS

Alguns sectores do edifício vulcânico da ilha da Madeira apresentam-se intensamente intruí-

dos por filões, marcando a localização das zonas onde se processaram intrusões continuadas

ao longo da história evolutiva da ilha - rifts vulcânicos. São particularmente notáveis as áreas

do Maciço Central e da Ponta de S. Lourenço, onde as intrusões filonianas chegam a consti-

tuir estruturas do tipo dique-em-dique. Noutros locais a intensidade intrusiva é menos acen-

tuada, encontrando-se filões esporádicos. A densidade de filões aumenta claramente à medi-

da que se desce na sequência estratigráfica, evidenciando um processo cumulativo das estru-

turas alimentadoras das diferentes unidades vulcano-estratigráficas. Evidência da existência

de sistemas filonianos pertencentes a unidades distintas são as superfícies erosivas que trun-

cam alguns filões mas não outros, demonstrando claramente idades diferentes.

A orientação dos sistemas filonianos variou ao longo do tempo; inicialmente, durante a

construção do grande edifício em escudo (CVI e CVM), as grandes concentrações filonianas

apresentam direcção dominante E-W, rodando para WNW-ESE a NW-SE durante as fases de

capeamento e pós-erosiva (CVS). Do ponto de vista composicional as massas filonianas (β) e

os filões são predominantemente máficos (basaltos s.l.). No que respeita a composições mais

evoluídas, realce-se a ocorrência de um espesso filão traquítico do vale de Boaventura e das

massas traquíticas (τ) que intruem os materiais do CVI no vale da ribeira de S. Vicente.

3.7. DEPÓSITOS SEDIMENTARES RECENTES

Para além dos depósitos sedimentares associados às sequências vulcânicas, anteriormente

descritas, ocorrem ainda depósitos de sedimentos de idade plistocénica e holocénica.

Trata-se de aluviões (a), depósitos de vertente e coluviões (dv), cascalheiras e areias de praia

(cap), areias eólicas de idade Holo-plistocénica da Ponta de S. Lourenço (ad) (SILVA, 1957;

ZBYSZEWSKI et al., 1975; GOODFRIEND et al., 1996), depósitos de movimentos de massa

(dm), depósitos de lahar (la), e depósitos glaciares/periglaciares (dgp). Descrevem-se seguida-

mente, de modo sucinto, essas ocorrências.

_25_

3.7.1. Aluviões (a)

Quase todos os cursos de água apresentam cobertura aluvionar mais ou menos desenvolvida.

A importância destes sedimentos é normalmente correspondente à dimensão da ribeira.

Nalguns casos encontram-se depósitos de aluviões resultantes do extravasamento de ribeiras

em áreas aplanadas, como ocorre na superfície planáltica de Santo António da Serra. Em

geral, são depósitos de cascalheira fluvial, muito heterométrica e com grau de rolamento vari-

ado, frequentemente contendo blocos rolados ou sub-rolados de dimensão métrica a cen-

timétrica e areias grosseiras. A natureza dos clastos corresponde à dos litótipos presentes nas

vertentes, tratando-se maioritariamente de rochas lávicas máficas.

As aluviões com maior desenvolvimento são as dos vales das ribeiras da Janela, de S. Vicente,

de S. Jorge e do Faial, no sector setentrional da ilha, e das ribeiras Brava, dos Socorridos, de

Santo António, de Santa Luzia, de João Gomes, do Porto Novo, e do Machico, no sector merid-

ional.

3.7.2. Depósitos de Vertente e Coluviões (dv)

Por toda a ilha é frequente encontrar-se acumulações de detritos provenientes de encostas

sobranceiras. Estes depósitos, de espessura variável, resultam de queda continuada de frag-

mentos rochosos angulosos e porções de solo que se acumulam progressivamente no sopé da

vertente e em rechãs ou zonas de menor declive nas encostas. São geralmente depósitos

friáveis, caóticos, não consolidados e com espaços vazios abundantes. A dimensão destas

coberturas é muito variável, constituindo pequenas manchas isoladas ou coberturas significa-

tivas, com representação cartográfica na escala 1:50.000. Em geral, estes depósitos têm

aproveitamento agrícola.

3.7.3. Cascalheiras e areias de praia (cap)

Ao longo de quase todo o litoral da ilha da Madeira ocorrem depósitos de praia actuais. Trata-

se predominantemente de cascalheiras roladas, apresentando granulometrias variáveis.

Menos frequentes, as praias de areia mais importantes são a Praia Formosa, a oeste do

Funchal, a Prainha, na Ponta de S. Lourenço, ambas na costa sul, e a praia situada entre o

promontório do Porto da Cruz e a Penha de Águia.

3.7.4. Depósitos de areias eólicas (ad)

Um depósito de areias eólicas, que atinge 30 a 40 m de espessura, cobre a zona central da

Ponta de S. Lourenço, sendo mais desenvolvido entre os cones da Cancela e de Nª. Srª. da

Piedade. Trata-se de areias finas, de cor cinzenta clara, constituídas por bioclastos, minero-

clastos (incluindo olivina e piroxena) e litoclastos (de basalto).

_26_

Os níveis de areia representam várias gerações de depósitos eólicos separados por paleosso-

los. São areias de praia bem calibradas, transportadas pelo vento e depositadas em ambiente

subaéreo. A origem marinha das areias é confirmada pela presença de fragmentos de conchas

de organismos marinhos, de espículas de equinodermes, de algas calcárias e carapaças de

foraminíferos (Fig. 3e). A deposição em ambiente subaéreo é indicada pela presença de pale-

ossolos, rizo-concrecções carbonatadas (moldes de raízes) e moluscos terrestres (gastrópodes

pulmonados). A lista de formas identificadas inclui 19 espécies de Helix, e várias outras espé-

cies pertencentes aos géneros Zonites, Ferussacia, Craspedomona, Geomitra, Leptaxis,

Actinella, Theba e Caseolus (SILVA, 1957; ZBYSZEWSKI et al., 1975; GOODFRIEND et al., 1996).

Datações por 14C, U-Th e epimerização de amino-ácidos, efectuadas em carbonatos e conchas

de moluscos terrestres recolhidos nestes depósitos, indicam idades que se estendem do

Plistocénico Médio (200 a 300 ka) ao Holocénico (8500 a 4500 anos B.P.), incluindo coluviões

posteriores ao povoamento (GOODFRIEND et al., 1996). Estas idades permitem constranger

superiormente a idade dos eventos vulcânicos que formaram os cones e derrames recentes

da Ponta de S. Lourenço, os quais estão cobertos pelas formações eólicas.

Figura 3e - Microfotografia de lâmina delgada dos arenitos eólicos da Ponta de S. Lourenço;

3.7.5. Depósitos Glaciares e Periglaciares (dgp)

Evidências de manifestações periglaciares na Madeira foram referidas pela primeira vez por

WIRTHMANN (1970, in BRUM FERREIRA, 1981); uma década mais tarde BRUM FERREIRA

(1981) descreveu aspectos de morfologia periglacial e a presença de depósitos correlativos

nas regiões mais elevadas da ilha, nomeadamente no Pico do Areeiro, Pico Ruivo e Paul da

Serra. Este autor menciona vertentes regularizadas cobertas por escombreiras, escoadas de

solifluxão, escombreiras estratificadas e grinaldas de pedras (solos poligonais incipientes)

como produtos de processos de gelifracção não actuais (Plistocénicos). Recentemente foram

identificadas na região do Paul da Serra formas topográficas e depósitos atribuídos à acção de

um glaciar de planalto (BRUM DA SILVEIRA et al., 2006).

_27_

Os depósitos são interpretados como moreias muito grosseiras, resultantes do desmonte de

uma escoada espessa com disjunção prismática, moreias de granulometria mais fina e sedi-

mentos conglomeráticos finos com matriz silto-argilosa, alternando com níveis menos ricos

em matriz, considerados como depósitos do tipo till. Este assunto encontra-se ainda em estu-

do para publicação pormenorizada.

3.7.6. Depósitos de Movimentos de Massa (dm)

Um pouco por toda a ilha reconheceram-se depósitos de movimentos de massa, de idade

recente, resultantes fundamentalmente da acção da gravidade sobre as vertentes de pendor

elevado e grande desnível (vales fluviais e arribas litorais) (RODRIGUES, 2005). Entre os

depósitos de movimentos de massa mais importantes, destacam-se, segundo a tipologia dos

movimentos: a) Penha de Águia e Cabo Girão (desabamentos); Ribeira dos Socorridos (tomba-

mento); b) Curral das Freiras, Fajã do Marques, Boaventura e Fajã da Nogueira (deslizamen-

tos rotacionais); c) Arco de São Jorge, Arco da Calheta (deslizamentos translacionais).

Os depósitos de tipo avalanche de detritos, gerados por deslizamentos, podem apresentar

associações de fácies brechóides, conglomeráticas e areníticas, suportadas por clastos ou

matriz argilosa, ou ocorrerem como "fácies de mega-blocos", isto é, de grandes blocos de

rocha muito fracturada e estilhaçada (Fig. 3f), incorporando vários níveis (derrames, piroclas-

tos) de sequências vulcânicas.

Cabo Girão (desabamentos); Ribeira dos Socorridos (tombamento); b) Curral das Freiras, Fajã

do Marques, Boaventura e Fajã da Nogueira (deslizamentos rotacionais); c) Arco de São Jorge,

Arco da Calheta (deslizamentos translacionais). Os depósitos de tipo avalanche de detritos,

gerados por deslizamentos, podem apresentar associações de fácies brechóides, conglom-

eráticas e areníticas, suportadas por clastos ou matriz argilosa, ou ocorrerem como "fácies de

mega-blocos", isto é, de grandes blocos de rocha muito fracturada e estilhaçada (Fig. 3f),

incorporando vários níveis (derrames, piroclastos) de sequências vulcânicas.

Fig. 3f - Depósito de brecha resultante de um deslizamento na área do Curral das Freiras;

_28_

3.7.7. Depósitos de Lahar (la)

Reconhecem-se na ilha da Madeira importantes e volumosos depósitos de lahar, associados

a fluxos de detritos e fluxos de lama, geralmente na dependência de canais de escorrência tor-

rencial, muito inclinados, que entalham os paredões das cabeceiras dos vales mais evoluídos

da ilha (São Vicente e Boaventura) (Fig. 3g), ou associados a avalanches de detritos originadas

por deslizamentos (e.g. Ponta Delgada, Boaventura). A superfície de enchimento sedimentar

é geralmente regular, larga e de fraco pendor para o interior dos vales. Os sedimentos que os

compõem são geralmente conglomerados e brechas, muito heterométricos, sendo suporta-

dos por clastos ou matriz argilosa. Trata-se de depósitos em geral pouco consolidados.

Fig. 3g - Formas em leque aluvial constituídas por depósitos de lahar e de movimentos de massa (Vale de S. Vicente);

4. PETROLOGIA E GEOQUÍMICA

Sobre a petrologia e geoquímica das rochas da ilha da Madeira existem abundantes publi-

cações, de entre os quais se destacam os estudos precursores de GAGEL (1912), FINCKH

(1913) e MORAIS (1945, 1948). Nas décadas de 70 e 80 foram publicados numerosos trabal-

hos como os de HUGHES & BROWN (1972), SCHMINCKE & WEIBEL (1972), SCHMINCKE

(1973), AIRES-BARROS et al. (1974; 1979; 1980), AIRES-BARROS (1983) e MATIAS (1984);

nesse período é produzida e publicada, pelos Serviços Geológicos de Portugal, a carta geológ-

ica da ilha na escala 1:50.000, cuja notícia explicativa inclui também descrições petrográficas

e geoquímicas das rochas ígneas madeirenses (ZBYSZEWSKI et al., 1975). Mais recentemente,

destacam-se as importantes publicações de MATA (1996) e co-autores (MATA et al., 1989;

MATA & MUNHÁ, 1995, 1998, 2004; MATA et al., 1998, 1999; MATA & KERRICH, 2000), GELD-

MACHER & HOERNLE (2000), RIBEIRO (2001), SCHWARZ et al. (2004; 2005), RIBEIRO et al.

(2005) e MATTIELLI et al. (2005).

_29_

Destes trabalhos resulta claro que as rochas vulcânicas da Madeira apresentam quimismo pre-

dominantemente alcalino conforme expresso pela sua distribuição no diagrama TAS

(Fig. 4; MATA & MARTINS, in press); os termos de composição basanítica (U1) e basáltica (B)

são os mais abundantes, seguindo-se os traquibasaltos (havaítos; S1) e os picrobasaltos (Pc).

As rochas mais evoluídas são raras e estão representadas por algumas ocorrências de der-

rames de traqui-andesitos basálticos e traqui-andesitos (mugearitos, benmoreítos; S2 e S3) e

de filões e depósitos piroclásticos de composição traquítica (τ).

Apesar do facto de muitas das rochas máficas da Madeira se projectarem próximo dos limites

entre rochas alcalinas e sub-alcalinas, ou ocasionalmente mesmo abaixo daquelas linhas

(campo sub-alcalino), os valores da razão Y/Nb que apresentam são característicos de rochas

alcalinas (< 0,8; MATA & MARTINS, in press).

Verifica-se, ainda, que, enquanto as rochas de composição mais primitiva se distribuem equi-

tativamente por campos composicionais sub-saturados e saturados, as rochas mais evoluídas

apresentam tendência para a sobre-saturação. Este aspecto é particularmente evidente na

ilha de Porto Santo, onde as rochas de composições mais evoluídas são muito mais abun-

dantes que na Madeira, onde os processos de diferenciação magmática foram significativa-

mente menos importantes.

No que respeita a composição em elementos incompatíveis verifica-se que uma das carac-

terísticas dos magmas da Madeira é a presença de acentuada anomalia de potássio. Segundo

MATA et al. (1998; 1999) esta anomalia indica que os magmas gerados por mais baixas taxas

de fusão terão sofrido contaminação por líquidos resultantes de fusão de litosfera oceânica

contendo anfíbola em resultado de metassomatismo carbonatítico.

Os primeiros trabalhos que referem os componentes mantélicos que contribuíram para o

quimismo dos magmas madeirenses devem-se a MATA et al. (1989) que identificaram a pre-

sença dominante dos componentes DMM e HIMU, com presença vestigial do componente

EM1 (MATA, 1996; MATA et al., 1998).

Complementarmente, consultem-se as mais recentes sínteses sobre a geoquímica e petrogé-

nese das rochas ígneas da ilha da Madeira publicadas por MATA (2010) e MATA & MARTINS

(in press).

Fig. 4 - Diagrama sílica vs. total de alcalis para rochas da ilha da Madeira (modificado de MATA & MARTINS, in press).Campos composicionais de acordo com a IUGS (e.g. LE MAITRE et al., 2002). As linhas a cinzento correspondem a duaspropostas de separação composicional entre os campos alcalino e sub-alcalino.

_30_

5. ESTRUTURA DA ILHA DA MADEIRA

5.1. VULCANISMO E TECTÓNICA

A ilha da Madeira corresponde à parte emersa de um grande vulcão escudo, de idade mio-

holocénica (0,007 a >5,57 Ma), formado num ambiente geodinâmico intraplaca, num contex-

to oceânico. A sua edificação ocorreu durante três grandes períodos eruptivos, por intensa

actividade vulcânica fissural, separados por períodos de actividade muito atenuada ou de

inactividade, durante os quais a erosão reduziu, por vezes consideravelmente, a dimensão do

edifício.

As direcções das condutas vulcânicas (massas e filões) e o alinhamento de cones de piroclas-

tos são parcialmente comparáveis às direcções dos sistemas de falhas NW-SE e WNW-ESE,

sugerindo forte relação entre tectónica e vulcanismo.

A forma alongada do edifício insular emerso (E-W a NW-SE) reflecte a actividade vulcânica em

dois sistemas de fracturação distintos. A zona de rift de direcção E-W parece ter sido a estru-

tura responsável pelo vulcanismo ocorrido durante as duas primeiras fases eruptivas, expres-

sas nos complexos vulcânicos Inferior e Intermédio, enquanto o sistema fissural de direcção

geral NW-SE, terá controlado estruturalmente o vulcanismo de idade mais recente relativo ao

Complexo Vulcânico Superior, evidenciando uma alteração no campo de tensões que que con-

trola a abertura das condutas fissurais (Fig. 5).

Identificaram-se três sistemas de fracturas com direcções NW-SE, E-W e NNE-SSE. Estes

encontram-se representados por falhas, sistemas de filões, alinhamentos de cones do CVS,

traços geomorfológicos lineares e lineamentos deduzidos de análise de imagem de satélite e

fotografia aérea (FONSECA et al., 1998 a, b).

As falhas estão representadas por superfícies de movimento discretas ou por zonas de falha,

as quais podem apresentar geometria anastomosada ou ramificada em planta. Em corte,

apresentam frequentemente ramificações e fortes pendores.

A sua cinemática encontra-se ainda mal constrangida, com os poucos planos

estriados observados indicando componente normal dominante (e.g. Falha do Estreito, na

Ponta de S. Lourenço) (Fig. 3h).

Traços geomorfológicos, tais como vales fluviais lineares, arribas litorais rectilíneas, e escarpa-

dos ou degraus topográficos, sugerem igualmente significativa influência daqueles sistemas

tectónicos na morfologia.

Os dados tectónicos preliminares sugerem um campo de tensões distensivo, com o eixo da

tensão compressiva mínima (σ1) horizontal, orientado N-S a NNE-SSW, o qual poderá ter

rodado posteriormente para NE-SW.

_31_

Fig. 3h - A Falha do Estreito (Ponta de S. Lourenço).

5.2. COLAPSO LATERAL DO FLANCO NORTE DA ILHA DA MADEIRA

Na ilha da Madeira encontram-se várias evidências de deslizamentos e outros movimentos de

massa de dimensão variada (RODRIGUES, 2005). Alguns envolvem volumes da ordem dos

quilómetros cúbicos de material rochoso. Entre estes, destaca-se o Deslizamento de Porto da

Cruz, postulado por GELDMACHER et al. (2000).

No decurso dos trabalhos efectuados no âmbito da Carta Geológica da ilha da Madeira recon-

heceram-se evidências de outros dois mega-deslizamentos, de que se dá notícia no presente

trabalho e que serão objecto de um artigo científico a publicar futuramente. Foram designa-

dos por "Mega-Deslizamento do Funchal" (referido anteriormente neste texto) e por "Mega-

Deslizamento de S. Vicente". Este último terá originado o colapso lateral da ilha, no sector

entre Porto Moniz e Ponta de S. Jorge (Fig. 5). De uma forma sucinta, são várias as evidências

geomorfológicas que, em nosso entender, apoiam este evento: a forma côncava do litoral e a

configuração "em ferradura" da batimetria neste sector; a ocorrência de numerosos vales sus-

pensos e ausência de uma plataforma de abrasão marinha que materialize o rápido recuo da

costa por erosão litoral; o perfil transversal na foz do vale de S. Vicente, evidenciando uma

forma jovem (em "V"); a assimetria na bacia hidrográfica da Ribeira de S. Vicente, com um

canal principal de drenagem anormalmente curto; a presença de vários deslizamentos ao

longo deste sector de costa (Seixal, Ponta Delgada, Boaventura, Arco de S. Jorge), os quais

poderão constituir "replicações" do evento principal. O colapso lateral do flanco norte da ilha

da Madeira será mais antigo do que as erupções de Porto Moniz e Seixal (0,39 Ma; FERREIRA

et al., 1988) e posterior a outras sequências da CVS2.

_32_

Fig. 5 - Esboço morfo-estrutural sintético da ilha da Madeira.

6. HIDROGEOLOGIA

O clima na Madeira é condicionado, principalmente, pela intensidade e localização do antici-

clone subtropical dos Açores, desempenhando o relevo, a configuração e a orientação da ilha

papéis importantes. O relevo, além do efeito da altitude, induz diferenciação climática local,

consequência da configuração alongada da ilha e da sua orientação segundo a direcção E-W,

_33_

perpendicular à direcção dominante do vento. Estes condicionamentos produzem tempera-

turas do ar e precipitações distintas à mesma cota em encostas com diferente exposição aos

ventos dominantes.

Os valores anuais médios da precipitação aumentam com a altitude, sendo, em regra, superi-

ores na encosta norte do que na encosta sul, para a mesma altitude. As maiores precipitações

médias anuais ocorrem na Bica da Cana (1560 m) e no Areeiro (1510 m) com um máximo

próximo de 3000 mm/ano; a precipitação anual média para ilha da Madeira é de 1636 mm

(PRADA et al., 2003).

Os valores médios da nebulosidade sobre a ilha da Madeira são superiores aos da área marí-

tima envolvente, fruto da formação de nuvens e nevoeiros orográficos. O ar húmido maríti-

mo, ao encontrar a ilha, barreira montanhosa perpendicular à direcção predominante do

vento, sofre uma subida forçada, arrefece adiabaticamente e condensa em pequenas partícu-

las suspensas na atmosfera, originando nuvens ou nevoeiros, consoante a condensação se der

em altitude ou junto da superfície.

Os nevoeiros orográficos, formados a barlavento da elevação, têm tendência para se dissipar

a sotavento. Com uma frequência média de 235 dias/ano, na Bica da Cana, esta persistente

cobertura nebulosa desenvolve-se, normalmente, entre os 800 e os 1600 m, podendo atingir

altitudes superiores (PRADA & SILVA, 2001).

Para além da precipitação directa sob a forma de chuva, principal fonte de recarga dos

aquíferos, existe na Madeira, uma outra fonte de recarga proveniente da intercepção do

nevoeiro pela vegetação, designada por precipitação oculta - a vegetação funciona como um

obstáculo à passagem dos nevoeiros arrastados pelo vento, proporcionando a retenção das

gotículas de água que, por coalescência, adquirem peso suficiente para precipitar no solo.

Estudos isotópicos demonstram que a composição das águas subterrâneas resulta da mistura

entre água da chuva e água do nevoeiro (PRADA & SILVA, 2001; PRADA et al., 2008, 2009,

2010).

Não obstante a ocorrência, a circulação e o armazenamento da água subterrânea na Madeira

apresentarem especificidades decorrentes do carácter heterogéneo e anisótropo, caracterís-

tico dos meios insulares vulcânicos, as águas subterrâneas garantem, quase exclusivamente,

o abastecimento de água à população. Com uma elevada densidade populacional (245 000

habitantes, e visitada, anualmente, por 865 000 turistas), o volume anual de recursos hídricos

subterrâneos, consumido no abastecimento público, indústria, rega e produção de energia é

de 185 000 000 m3.

As principais zonas de recarga situam-se nas zonas mais altas da ilha, principalmente nas de

menor declive, onde a precipitação atinge valores mais elevados e as formações vulcânicas

são mais recentes e, em geral, mais permeáveis, como é o caso do planalto do Paul da Serra,

do Chão da Lagoa, da Meia Serra e do Santo da Serra. Nestas zonas, o fluxo é descendente,

não saturado, originando aquíferos suspensos sempre que é impedido, pela presença de

níveis predominantemente horizontais de permeabilidade reduzida, de prosseguir o seu per-

curso.

A partir de uma certa profundidade surge a zona saturada limitada, superiormente, por uma

superfície freática e, inferiormente, por uma interface água doce/água salgada, cuja posição

_34_

depende da configuração da superfície freática. A localização dos acidentes tectónicos

assume grande importância uma vez que se verifica que a circulação subterrânea se faz,

preferencialmente, ao longo da rede de fracturas existente, como se observa na galeria da

Fajã da Ama, no túnel 4 dos Tornos, no túnel do Norte, no túnel da Levada do Seixal, etc.

(PRADA, 2000).

O modelo hidrogeológico conceptual (Fig. 6) considera a existência de dois tipos de aquíferos

principais: os aquíferos suspensos, associados a níveis impermeáveis como tufos, tufitos,

escoadas muito alteradas, níveis de cozimento em paleossolos, depósitos freato-magmáticos

e depósitos sedimentares do tipo lahar. Em certas condições morfológicas e estruturais

favoráveis dão origem a nascentes cujos caudais variam ao longo do ano hidrológico, con-

soante a recarga; o aquífero de base corresponde a uma extensa lentícula de água doce que

flutua sobre a água salgada mais densa. As suas características hidrodinâmicas dependem do

complexo vulcânico em que está instalado. Assim, nas unidades mais recentes, o aquífero car-

acteriza-se por elevadas transmissividades (1 000 a 25 000 m2/dia) e gradientes piezométri-

cos baixos (0,0003 a 0,006). Por outro lado, nas formações mais antigas, na maioria, com pro-

dutos vulcânicos mais alterados, o aquífero caracteriza-se por transmissividades mais baixas

(10 a 200 m2/dia) e gradientes piezométricos superiores (0,02 a 0,05).

Fig. 6 - Modelo hidrogeológico conceptual para a Ilha da Madeira (PRADA et al., 2005)

Em virtude do vulcanismo na Madeira ser, predominantemente, do tipo fissural, o edifício vul-

cânico encontra-se profusamente atravessado por filões subverticais. Daí resulta que o nível

de saturação geral da ilha não seja contínuo, mas sim, compartimentado pelos filões, com

variações bruscas de potencial entre compartimentos contíguos (PRADA, 2000).

A ligação entre a zona saturada do litoral e a zona saturada do domínio de altitude, que define

o aquífero de base, faz-se através de um aumento rápido do gradiente, da periferia para o

centro do maciço, devido às seguintes circunstâncias: ocorrência de formações progressiva-

mente menos permeáveis para o interior da ilha onde predominam os complexos vulcânicos

mais antigos e mais alterados; existência de espessas e extensas formações sedimentares

impermeáveis; aumento da quantidade de filões para o interior do edifício vulcânico, con-

_35_

tribuindo para a diminuição da sua permeabilidade horizontal; localização das áreas preferen-

ciais de recarga, nas zonas altas e planas do interior da ilha (PRADA, 2000).

A captação da água subterrânea processa-se através de perfurações horizontais de grande

diâmetro - galerias e túneis - e verticais de pequeno diâmetro - furos - bem como, do

aproveitamento do caudal das inúmeras nascentes, através de um sistema de mais de 200

levadas - canais estreitos, escavados na rocha, revestidos a alvenaria - que contornam a ilha,

recolhendo e transportando a água numa extensão total superior a 2000 km.

Do ponto de vista químico, as águas subterrâneas da Madeira caracterizam-se, em geral, por

baixas mineralizações, com condutividades eléctricas que vão desde os 30 µS/cm nas

nascentes de altitude, até aos 500 µS/cm nos furos mais próximos do mar. A distribuição espa-

cial da condutividade revela um aumento da mineralização das águas com a profundidade e

proximidade do mar, reflectindo, a crescente influência dos principais mecanismos mineral-

izadores das águas, a hidrólise dos minerais silicatados das rochas e a contaminação por sais

de origem marinha (PRADA, 2000).

A maior parte das águas são frias existindo, no entanto, um pequeno grupo de águas termais

emergentes em falhas, com caudais muito reduzidos e características hidroquímicas distintas

das restantes (PRADA, 2000).

O pH das águas do aquífero de base é superior a 7, indicando carácter alcalino. As águas dos

aquíferos suspensos, principalmente as de nascentes de maior altitude, são agressivas, com

pH entre 5,5 e 7. Os valores de alcalinidade das águas são, em geral, baixos, variando entre 6

mg/l CaCO3, nas nascentes e 200 mg/l CaCO3, nos furos. As águas das nascentes são brandas

(durezas totais inferiores a 50 mg/l CaCO3) e as águas dos furos são pouco duras.

O bicarbonato é, na generalidade das águas amostradas, o anião mais importante, seguido do

cloreto. O sódio é o catião mais importante, seguido do cálcio e por fim do magnésio.

As concentrações de sílica da ordem dos 5 a 50 mg/l, enquadram-se dentro dos valores nor-

mais para regiões vulcânicas. Os mínimos dizem respeito a nascentes suspensas de altitude,

onde a extensão da hidrólise é pequena, enquanto os valores mais elevados correspondem a

águas captadas em galerias e furos, no aquífero de base.

Nas nascentes de altitude as águas bicarbonatadas cálcicas são as mais abundantes, sendo

que as cloretadas também são frequentes. As águas das galerias, dos túneis e das nascentes

mais baixas, são do tipo bicarbonatada cálcica e bicarbonatada sódica. Nos furos, situados nos

leitos das ribeiras, as águas além da fácies bicarbonatada, apresentam fácies cloretada sódi-

ca, tanto mais pronunciada quanto mais próximo do litoral se localizem (PRADA et al., 2005).

7. PERIGOSIDADE GEOLÓGICA

Tecem-se, em seguida, algumas considerações sobre os perigos naturais de natureza geológ-

ica que podem afectar a ilha da Madeira, que decorrem das observações efectuadas no decur-

so dos trabalhos para a cartografia geológica.

Dos grandes grupos de perigos geológicos, os que se relacionam com a instabilidade de ver-

tentes e movimentos de massa ou com inundações relâmpago são aqueles que previsivel-

mente poderão induzir maior risco.

_36_

7.1. GRANDES MOVIMENTOS DE MASSA

A estrutura geológica e a geomorfologia da ilha da Madeira encontram-se marcadas por

numerosas evidências de movimentos de massa de dimensão variada. Alguns envolvem vol-

umes da ordem dos quilómetros cúbicos de material rochoso. Os mais volumosos destes

eventos são anteriores ao povoamento, encontrando-se expressos no registo geológico ou na

geomorfologia do edifício insular. Outros ocorreram no período histórico (i.e. pós povoamen-

to) em locais variados da ilha da Madeira, mas predominantemente na vertente setentrional

da ilha. Desde o início do povoamento existem relatos, mais ou menos minuciosos, de impor-

tantes movimentos de massa. Alguns processaram-se através de reptação lenta, outros

manifestaram-se como quebradas extremamente rápidas. Um exemplo histórico destes movi-

mentos, de que existe descrição minuciosa (SILVA & MENESES, 1945; RODRIGUES, 2005),

ocorreu a 20 de Abril de 1689 no Arco de S. Jorge.

7.2. SISMICIDADE

Desde o povoamento sentiram-se esporadicamente alguns abalos de terra, às vezes com algu-

ma intensidade, na ilha da Madeira. Um dos primeiros sismos assinalados ocorreu a 31 de

Março de 1748, aparentemente relacionado com uma erupção vulcânica submarina a Este da

Ponta de S. Lourenço. De acordo com os registos históricos, a sismicidade pode ser consider-

ada baixa, não tendo até à data sido responsável por danos materiais avultados ou perda de

vidas. Apenas em 1975, um sismo ocorrido no dia 26 de Maio pelas 9 horas da manhã, desa-

lojou na zona do Funchal perto de 50 pessoas, tendo provocado pequenos estragos em toda

a ilha. Mais recentemente, nas primeiras semanas de 2006, fizeram-se sentir cerca de 8 sis-

mos com magnitudes entre os 2,7 e 4,2, cujos epicentros se localizaram 60 a 70 km a sul do

Funchal. Esta constituiu a crise sísmica mais recente digna de realce. Não é improvável que

possam ocorrer sismos relacionados com o próprio sistema vulcânico (ainda activo) da

Madeira.

Assim, a sismicidade registada na Madeira é fraca e sentida com baixa intensidade. O princi-

pal perigo decorrente destes sismos é a possibilidade de poder despoletar movimentos de

massa em locais que poderão estar já em risco iminente de colapso. Este risco será potencia-

do se a sismicidade ocorrer durante ou imediatamente após épocas de chuva intensa.

As estruturas tectónicas referenciadas no decurso dos trabalhos de campo parecem afectar

apenas as unidades mais antigas, não apresentando quaisquer evidências de actividade neo-

tectónica. Por esta razão, representam uma reduzida probabilidade de constituir fontes de

risco sísmico para a região. Esta verificação está de acordo com a localização dos epicentros

dos sismos sentidos em regiões exteriores ao edifício insular da Madeira.

_37_

7.3. VULCANISMO

No período posterior ao povoamento existe menção a um presumível evento

vulcânico. A 31 de Março de 1748 poderá ter ocorrido uma erupção submarina, assinalada

por um sismo sentido e pela observação subsequente, por "pessoas dignas de crédito", de

"uma grande facha de fogo ... que se conservou por espaço de um quarto de hora" no mar, a

oriente da Ponta de S. Lourenço (SILVA & MENESES, 1945). Esta descrição, fantasiosa ou rea-

lista, não colide com o que é revelado pelo registo geológico, o qual mostra a presença de

cones vulcânicos e respectivos derrames lávicos da unidade vulcano-estratigráfica mais

recente (CVS2 β) naquela área da ilha, existindo inclusivamente depósitos hidromagmáticos

(surtseianos) no topo da extremidade SE do Ilhéu do Desembarcadouro.

A ocorrência de emanações difusas ou concentradas de CO2 está possivelmente relacionada

com sistemas vulcânicos ainda activos na ilha da Madeira. Estes fenómenos foram observa

dos durante obras de abertura de vários túneis rodoviários e hidráulicos (C. F. Rodrigues e S.

Prada, comunicação pessoal). No primeiro tipo de obras observou-se gás a borbulhar em

poças na soleira dos túneis da Ribeira Brava-Ribeira de S. Vicente e do Machico-Porto da Cruz,

aparentemente não correspondendo a volumes que pudessem constituir risco para os

operários e utentes daquelas estruturas. No que se refere aos túneis hidráulicos, existe refe-

rência a temperaturas anómalas e mal-estar dos operários durante o escavamento do túnel

da Encumeada, situação que à luz dos conhecimentos actuais se poderá, eventualmente,

associar à emanação difusa de volumes reduzidos de dióxido de carbono.

O mesmo ocorreu durante a obra da galeria de captação de água da Fajã da Ama (GASPAR et

al., 2000), na qual se verificou a ocorrência de áreas de desgaseificação pouco significativas

até que as perfurações das barrenas na frente de avanço intersectaram uma zona de falha que

debitava grandes volumes de gás. Esta situação colocou em risco a vida dos trabalhadores

presentes. Os estudos então efectuados determinaram que o gás emanado pelas perfurações

apresentava um teor próximo dos 100% de CO2 associado a pequenas quantidades do gás

Radão (222Rn). Encontraram-se, também, ocorrências de água a temperaturas superiores às

do ambiente, como por exemplo no interior do túnel hidráulico que liga a Ribeira Grande e a

Fajã da Nogueira (1º túnel da levada dos Tornos), no túnel hidráulico que liga a Serra de Água

ao Curral das Freiras (túnel do Pico Grande) e no túnel hidráulico que liga São Vicente à Serra

de Água (túnel da Encumeada) (PRADA, 2000). Este conjunto de ocorrências aponta para a

probabilidade da presença de sistemas tectono-vulcânicos activos.

Evidências geomorfológicas sugerem que vários centros eruptivos recentes da ilha da

Madeira tenham idades de alguns milhares a poucas dezenas de milhares de anos. Datações

recentes, por radiocarbono, de carvões cobertos por depósitos piroclásticos recentes na

região do Paul da Serra, forneceram idades de 6 a 7 mil anos (GELDMACHER et al., 2000).

Assim sendo, considerando que a actividade eruptiva mais moderna na Madeira apresenta

intervalos de recorrência de alguns milhares de anos, não pode considerar-se extinto o vul-

canismo da Madeira. Consequentemente, pode-se afirmar que, embora reduzido, o risco de

uma erupção na ilha da Madeira não é nulo.

_38_

7.4. INUNDAÇÕES

Grandes inundações, arrastando consideráveis volumes de material sólido (aluviões), afectam

frequentemente a ilha da Madeira.

Os fluxos de detritos e fluxos de lamas associados a inundações são, na Madeira, um dos

perigos naturais de maior incidência e repetitividade temporal. Vários aspectos geomorfológi-

cos contribuem para o risco acrescido de cheias relâmpago. Um desses aspectos prende-se

com a grande amplitude hipsométrica da ilha. As principais bacias hidrográficas da ilha, ape-

sar de não drenarem áreas extensas, apresentam fortes declives dos talvegues na região de

cabeceira e das vertentes em toda a sua extensão. O escoamento superficial atinge veloci-

dades muito elevadas, percorrendo rapidamente a curta extensão dos cursos de água. Por

outro lado, o estreitamento das zonas vestibulares contribui para uma concentração dos

importantes caudais e carga sólida nos sectores de jusante dos sistemas fluviais. As ocorrên-

cias registadas no período histórico causaram grandes estragos e vítimas mortais numerosas

por efeito das inundações e soterramento de áreas importantes.

No registo geológico, depósitos conglomeráticos resultantes de eventos deste tipo, encon-

tram-se intercalados em todas as unidades estratigráficas definidas. Tal facto deve-se às

características torrenciais dos cursos de água da ilha no decurso de toda a sua evolução

geológica e até aos nossos dias.

Os principais centros urbanos da Madeira situam-se na foz de ribeiras importantes, encon-

trando-se, por conseguinte, susceptíveis a este risco. O Funchal, a Ribeira Brava e o Machico

foram, no passado recente, atingidas por grandes inundações, com carácter esporádico, mas

acarretando prejuízos materiais muito avultados e quase sempre a perda de vidas. São exem-

plos destes fenómenos as inundações do Funchal em 1803, 1993, e 2010, do Machico em

1956 e 1979, e Ribeira Brava de 1970.

É premente a necessidade de planeamento e ordenamento do território mais eficientes em

áreas urbanas sensíveis, como são o caso da ribeira de S. Vicente e das principais ribeiras do

Funchal, onde centros nevrálgicos de apoio (Protecção Civil, Bombeiros, Polícia) se encontram

nas áreas que poderão ser afectadas em caso de inundação, o que poderá impedir a sua

actuação.

_39_

AGRADECIMENTOS

Os autores prestam o seu agradecimento à Secretaria Regional do Ambiente e dos Recursos

Naturais, na pessoa do Secretário Regional, Dr. Manuel António Correia, pelo apoio concedi-

do e pela confiança demonstrada ao longo deste projecto de cartografia.

Os trabalhos conducentes à preparação da Carta Geológica da Madeira descrita na presente

Notícia Explicativa contaram com importante contribuição do colega e amigo Dr. Carlos Filipe

Rodrigues (geólogo da empresa Zagope, S.A.) que nos indicou a localização de afloramentos-

chave ou ocorrências geológicas relevantes, em resultado da sua actividade profissional na

ilha da Madeira como geólogo de geotecnia.

Devemos igualmente uma nota de agradecimento, ao Centro de Produção Cartográfica do

Instituto Geográfico do Exército (CPC-IGeoE), na pessoa do Tenente Coronel Travanca Lopes,

pelo incansável apoio prestado nos trabalhos de Arte Final.

Ao Parque Natural da Madeira, nas pessoas da sua Directora Dra. Susana Fontinha, ao Dr.

Nélio Jardim, e a vários Vigilantes da Natureza agradecemos todo o apoio logístico concedido,

facilitando o acesso a algumas zonas do Parque Natural e cedendo meios náuticos para ace-

der a locais do litoral da Ponta de S. Lourenço.

Os nossos agradecimentos ao Professor Derek Vance (Universidade de Bristol) e à Doutora

Madalena Fonseca (Instituto Investigação Científica e Tropical) pelo seu apoio no respeitante

às análises analíticas realizadas no âmbito do estudo do Complexo Vulcânico Inferior. Do

mesmo modo gostaríamos de agradecer ao Sr. Joel Freitas pelo apoio e interesse demonstra-

do no estudo e preservação dos afloramentos da "Unidade dos Lameiros". À Dra. Eunice

Raquel Canha o nosso agradecimento pelo apoio e colaboração prestada nos trabalhos de

campo e fornecimento de dados relativos à sua tese de Mestrado (UMa).

_40_

BIBLIOGRAFIA

AIRES-BARROS, L. (1983) A geoquímica das "elementos imóveis" das rochas vulcânicas como

caracterizadora do seu enquadramento geotectónico. O caso das lavas das ilhas do Príncipe e

da Madeira. Garcia de Horta (IICT), ser. Geol. 6, 127-136, Lisboa.

AIRES-BARROS, L.; MATIAS, M.J. & MIRANDA, A.M. (1974) Preliminary note on the petrology of

Madeira Island. Bol. Mus. Lab. Mineral. Geol. Fac. Ciênc. Lisboa 14: 5-27.

AIRES-BARROS, L.; MATIAS, M.J. & BASTO, M.J. (1979) Aferidores geoquímicos de fracciona-

mento magmático - o caso das lavas da ilha da Madeira. Comun. Serv. Geol. Portugal 64: 49-60,

Lisboa.

AIRES-BARROS, L.; BASTO, M.J. & MATIAS, M.J. (1980) Sobre a geoquímica das lavas da ilha da

Madeira. I- O comportamento do Ni, Cu, Zn, Zr, Y, Sr e Rb. Bol. Mus. Lab. Mineral. Geol. Fac.

Ciênc. Lisboa 16, 137-152.

ALVES, C.A.M. & FORJAZ, V.H. (1991) L'archipel de Madeira: un aperçu volcanologique.

Açoreana 7(2): 235-245.

AMANTE, C. & EAKINS, B.W. (2009) ETOPO1 1 Arc-Minute Global Relief Model: Procedures,

Data Sources and Analysis. NOAA Technical Memorandum NESDIS NGDC-24, 19 pp.

BERNOULLI, D.; HOTTINGER, L.; SPEZZAFERRI, S.; & STILLE, P. (2007) Miocene shallow-water

limestones from São Nicolau (Cabo Verde): Caribbean-type benthic fauna and time constraints

for volcanism. Swiss Journal of Geosciences 100(2): 215-225.

BONATTI. E. (1965) Palagonite, hyaloclastites and alteration of volcanic glass in the ocean.

Bulletin of Volcanology 28(1): 257-269.

BRUM FERREIRA, A. (1981) Manifestações periglaciárias de altitude na ilha da Madeira.

Finisterra 16(32): 213-229.

BRUM DA SILVEIRA, A..; MADEIRA, J.; PRADA, S.; CANHA, R.; FONSECA, P. & RAMALHO, R.

(2006) Glacial landforms in Madeira Island (Portugal). Volume de Resumos do 3º Congresso de

Geomorfologia, Outubro de 2006, Funchal: 41.

BRUM DA SILVEIRA, A.; CANHA, E. R.; MADEIRA, J.; RAMALHO, R.; FONSECA, P.; PRADA, S. &

RODRIGUES C. F. (2006) Património Geológico da ilha da Madeira. O Cone de Piroclastos da Sr.ª

da Piedade (Ponta de S. Lourenço, ilha da Madeira). Livro de Resumos das IV Jornadas

Internacionais de Vulcanologia da ilha do Pico, Lajes do Pico, 2 a 6 de Maio de 2006: 68-70.

BRUM DA SILVEIRA, A.; MADEIRA, J.; RAMALHO, R.; FONSECA, P.; PRADA, S. & RODRIGUES, C.F.

(2008) A new Geological Map of Madeira Island, Portugal. Abstracts of the 2008 IAVCEI General

Assembly, Reykjavík, in CD-Rom (Monday, Aug. 18th, oral presentations): 80.

BRUM DA SILVEIRA, A.; Madeira, J.; RAMALHO, R.; FONSECA, P.E.; RODRIGUES, C. & PRADA, S.

(2010) Carta Geológica da Ilha da Madeira, na escala 1:50.000, Folha (A) e Folha (B). ISBN: 978-

972-98405-1-7. Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais da Região Autónoma da

Madeira.

BURKE, K.C. & WILSON, J.T. (1976) Hot spots on the Earth's surfasse. Scientific American, 235,

46-57.

CARVALHO, A.M.G. & BRANDÃO, J.M.V. (1991) Geologia do Arquipélago da Madeira. Edição do

Museu Nacional de História Natural, Universidade de Lisboa, 170 p.

CRUZ, J.V.; PRADA S. & AMARAL C. (2003) Caracterização Hidrogeoquímica das Águas Termais

Gasocarbónicas da Galeria da Fajã da Ama (Madeira, Portugal). Ciências da Terra (Universidade

Nova de Lisboa, Eds), Volume Especial V, VI Congresso Nacional de Geologia, Lisboa: E25-E29.

ELDERFIELD, H. (1986) Strontium isotope stratigraphy. Palaeogeography, palaeoclimatology,

palaeoecology 57(1): 71-90.

_41_

FÈRAUD, G.; SCHMINCKE, H.-U.; LIETZ, J.; GOSTAUD, J.; PRITCHARD, G. & BLEIL, U. (1984) New

K-Ar ages, chemical analyses and magnetic data of rocks from the islands of Santa Maria

(Azores), Porto Santo and Madeira (Madeira Archipelago) and Gran Canaria (Canary Islands).

Arquipélago 5:213-240.

FERREIRA, M.P.; MACEDO, C.R. & FERREIRA, J.F. (1988) K-Ar geochronology in the Selvagens,

Porto Santo and Madeira Islands (Western Central Atlantic): a 30 m. y. spectrum of subma-

rine and subaerial volcanism: Lunar Planetary Institute (Abst.) 19: 325-326.

FINCKH, L. (1913) Die gestein der Insel Madeira und Porto Santo. Zeitschr. Deut. Geol. Ges. 65:

453-517.

FONSECA, P.E.; MATA, J. & MUNHÁ, J. (1998a) Tectonic lineaments from Madeira Island evi-

denced from Satellite Image analysis and preliminary geological data. Comunicações do

Instituto Geológico e Mineiro 84(1): D101-104.

FONSECA, P.E.; MATA, J. & RODRIGUES, D. (1998b) Preliminary data on tectonic lineaments

from Madeira Island. GEOlogos 2: 89-90.

FONSECA, P.E.; RAMALHO, R.; CACHÃO, M.; MATA, J.; MARQUES DA SILVA, C. & RODRIGUES,

D. (in press) Síntese Geológica da ilha do Porto Santo. In Dias, R.; Araújo, A.; Terrinha e

Kullberg, J.C., Eds. Geologia de Portugal no contexto da Ibéria, 2ª Edição, Universidade de

Évora. in press.

FURNES, H. (1984) Chemical changes during progressive subaerial palagonitization of a sub-

glacial olivine tholeiite hyaloclastite: A microprobe study. Chemical Geology 43(3-4): 271-285.

GAGEL, G. (1912) Studien über den Aufbau und die Gesteine Madeiras. I - Zeitschr. Deut. Geol.

Ges. 64: 344-491 (1913). II - Zeitschr. Deut. Geol. Ges. 66: 449-481 (1915). Tradução de A.R.

Santos (Lisboa 1969).

GASPAR, J.L.; FERREIRA, T.; MADEIRA, J.; FONSECA, P.; QUEIROZ, G.; CRUZ, J. V. & COUTINHO,

R. (2000) Avaliação das condições ambientais na galeria de captação da Fajã da Ama (ilha da

Madeira). Relatório Técnico-Científico 10/DGUA/2000 do Centro de Vulcanologia e Avaliação

de Riscos Geológicos da Universidade dos Açores para a empresa IGA - Investimentos e Gestão

da Água, SA, 28 p; Agosto de 2000.

GELDMACHER, J. & HOERNLE, K. (2000) The 72 Ma geochemical evolution of the Madeira

hotspot (eastern North Atlantic): recycling of palaeozoic (?500 Ma) basaltic and gabbroic

crust. Earth Planet. Sci. Lett. 183: 73-92 (Corrigendum in EPSL 186, 333).

GELDMACHER, J.; VAN DEN BOGAARD, P.; HOERNLE, K. & SCHMINCKE, H-U. (2000) Ar age dat-

ing of the Madeira Archipelago and hotspot track (eastern North Atlantic) Geochemistry,

Geophysics, Geosystems 1, [Paper number 1999GC000018].

GELDMACHER, J.; HOERNLE, K.; KLÜGEL, A.; VAN DEN BOGAARD, P. & DUGGEN, S. (2006) A

geochemical transect across a heterogeneous mantle upwelling: Implications for the evolu-

tion of the Madeira hotspot in space and time. Lithos 90: 131-144.

GOODFRIEND, G.A.; CAMERON, R.A.D.; COOK, L.M.; COURTY, M.-A.; FEDOROFF, N.; LIVETT, E.

& TALLIS, J. (1996) The Quaternary eolian sequence of Madeira: stratigraphy, chronology, and

paleoenvironment interpretation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 120:

195-234.

HUGHES, D.J. & BROWN, G.C. (1972) Basalts from Madeira: a petrochemical contribution to

the genesis of oceanic alkali rock series. Contrib. Mineral. Petrol. 37: 91-109, Berlin

_42_

KLITGORD, K.D. & SCHOUTEN, H. (1986) Plate kinematics of the Central Atlantic. In: VOGT, P.R.

& TUCHOLKE, B.E. (eds) The Western North Atlantic Region. Geological Society of America,

vol. M, pp 351-378

KLÜGEL, A.; SCHWARZ, S.; VAN DEN BOGAARD, P.; HOERNLE, K.A.; WOHLGEMUTH-UEBER-

WASSER, C.C. & KÖSTER, J.J. (2009) Structure and evolution of the volcanic rift zone at Ponta

de São Lourenço, eastern Madeira. Bull Volcanol 71: 671-685. DOI10.1007/s00445-008-0253-7.

LE MAITRE, R.W.; STREICKEISEN, A.; ZANETTIN, B.; LE BAS, M.J.; BONIN, B.; BATEMAN, P.; BEL-

LIENI, G.; DUDEK, A.; EFREMOVA, S.; KELLER, J.; LAMEY, J.; SABINE, P.A.; SCHMID, R.;

SØRENSEN, H. & WOOLLEY, A.R. (2002) Igneous Rocks, a classification and glossary of terms,

2nd Edition. Cambrige University Press.

MACEDO, J.R.; SERRALHEIRO, A.; & SILVA, L. (1988). Notícia Explicativa da Carta Geológica da

ilha de S. Nicolau (Cabo Verde) na escala de 1:50000. Garcia de Orta (IICT), ser. Geol. 11(1-2):

1-32.

MADEIRA, J.; MATA, J.; MOURÃO, C.; BRUM DA SILVEIRA, A.; RAMALHO, R. & HOFFMAN, D.

(2010) Volcano-stratigraphic and stuctural evolution of Brava Island (Cape Verde) from

40Ar/39Ar, U/Th and field constraints. Journal of Volcanology and Geothermal Research 196:

219-235.

MATA, J. (1996) Petrologia e Geoquímica das lavas da ilha da Madeira: implicações para os

modelo de evolução mantélica. Tese de Doutoramento, Universidade de Lisboa, 471 p.

MATA, J. (2010) Ilha da Madeira: aspectos petrológicos e geoquímicos. In COTELO NEIVA, J.M.;

RIBEIRO, A.; MENDES VICTOR, L.; NORONHA, F. & MAGALHÃES RAMALHO, M. (Eds) "Ciências

Geológicas - Ensino e Investigação e sua História", Vol. III - Geologia das ilhas dos Arquipélagos

dos Açores, Madeira e Geologia das antigas Colónias: 7-27

MATA, J.; BOSKI, T.; BOVEN, A. & MUNHÁ, J. (1995) Geocronologia das lavas da Madeira:

novas datações K-Ar. Gaia 11: 53-56.

MATA, J. & KERRICH, R. (2000) 18O systematics of Madeira island basalts: petrogenetic impli-

cations. Comun. Inst. Geol. Mineiro 87: 53-62, Lisboa.

MATA, J. & MARTINS, S. (in press) Petrologia e Geoquímica do arquipélago da Madeira. In

DIAS, R.; ARAÚJO, A.; KULLBERG, J.C. & TERRINHA, P. (Eds.), "Geologia de Portugal", Escolar

Editora, Lisboa.

MATA, J. & MUNHÁ, J. (1995) Perfis de difusão do Ca em xenocristais olivínicos da ilha da

Madeira: Sua utilização como geocronómetro. Memórias (Mus. Lab. Min. Geol. Univ. Porto),

4: 755-759.

MATA, J. & MUNHÁ, J. (1998) Clinopyroxenes from the Madeira island alkaline lavas. V

Congresso Nacional de Geologia (Lisboa). Comun. Inst. Geol. Min. (Portugal) 84(I): B170-B173.

MATA, J. & MUNHÁ, J. (2004) Madeira Island alkaline lava spinels: petrogenetic implications.

Mineral. Petrol. 81: 85-111.

MATA, J.; MACRAE, N.D.; WU, C.T.; MUNHÁ, J. (1989) Petrogénese das lavas da ilha da

Madeira: Nota preliminar. Comun. Serv. Geol. Portugal 75: 73-87.

MATA, J.; KERRICH, R.; MACRAE, N.D.; WU, T-U. (1998) Elemental and isotopic (Sr, Nd, and Pb)

characteristics of Madeira Island basalts: evidence for a composite HIMU-EM I plume fertiliz-

ing lithosphere. Can. J. Earth Sci. 35: 980-997.

_43_

MATA, J.; MUNHÁ, J. & KERRICH, R. (1999) Evidências para a ocorrência de metassomatismo

carbonatítico na fonte mantélica da ilha da Madeira. Anais do V Congresso Geoquímico dos

Países de Língua Portuguesa (Porto Seguro, Brasil): 550-551.

MATIAS, M. J. (1984) Análise comparativa entre rochas das ilhas Selvagens e de outras ilhas

atlânticas próximas (Madeira, Desertas, Tenerife e Gran Canária). Memórias e Notícias, Publ.

Mus. Lab. Mineral. Univ. Coimbra, 98, 195-206.

MATTIELLI, N.; MATA, J.; ECH-CHAKROUNI, S.; RIBEIRO, L.P.; MAERSCHALK, C.; HUS, J. &

CLAEYS, P.H. (2005) Elemental and Pb isotopic compositions for characterization of Madeira

"HIMU" hotspot. Geophys. Res. Abstracts, 7, 10118.

MCARTHUR, J. (1994). Recent trends in strontium isotope stratigraphy. Terra Nova 6(4): 331-

358.

MCARTHUR, J.; HOWARTH, R.; & BAILEY, T. (2001) Strontium isotope stratigraphy: LOWESS

Version 3: Best fit to the marine Sr-isotope curve for 0-509 Ma and accompanying look-up

table for deriving numerical age. The Journal of Geology 109(2): 155-170.

MILLER, K.; KOMINZ, M.; BROWNING, J.; WRIGHT, J.; MOUNTAIN, G.; KATZ, M.; SUGARMAN,

P.; CRAMER, B.; CHRISTIE-BLICK, N.; & PEKAR, S. (2005). The Phanerozoic Record of Global

Sea-Level Change. Science 310(5752): 1293-1298.

MITCHELL-THOMÉ, R.C. (1974) The sedimentary rocks of Macaronesia. Geologische

Rundschau 63(3): 1179-1216.

MITCHELL-THOMÉ, R.C. (1976) Geology of Middle Atlantic Islands. Gebruder Borntraeger,

Berlim, 382 p.

MORAIS, J.C. (1945) O arquipélago da Madeira. Mem. Not. Publ. Mus. Min. Geol. Univ.

Coimbra 15: 1-61.

MORAIS, J. C. (1948) Os arquipélagos da Madeira e Selvagens. Bol. Soc. Geol. Portugal, 7, 1-

32.

NASCIMENTO, S. (1990) Estudo Hidrogeológico do Paul da Serra (ilha da Madeira).

Dissertação para obtenção do Grau de Mestre em Geologia Económica e Aplicada pela FCUL.

Universidade de Lisboa: 147 pp.

PEACOCK, M.A. (1926) The petrology of Iceland, pt. 1, the basic tuffs. Royal Society of

Edimburgh Transactions 55: 51-76.

PETSCHICK, R. (2004) MacDiff 4.2.5 Powder diffraction software.

PRADA, S.N. (2000) Geologia e Recursos Hídricos Subterrâneos da ilha da Madeira. Tese de

Doutoramento, Universidade da Madeira, 351 pp.

PRADA, S. (2008) O Potencial do Nevoeiro como Recurso Hidrológico. In: Veiga da Cunha,

Serra, Vieira da Costa, Ribeiro, Proença de Oliveira (Eds.) "Reflexos da Água", Associação

Portuguesa de Recursos Hídricos: 60-61.

PRADA, S.N. & SERRALHEIRO, A. (2000) Stratigraphy and evolutionary model of Madeira

Island. Bocagiana 200: 13 p.

PRADA, S. & SILVA, M.O. (2001) Fog Precipitation on the Island of Madeira (Portugal).

Environmental Geology 41(3-4): 384-389.

PRADA, S.; GASPAR, A.; SILVA, M.O.; CRUZ, J.V.; PORTELA, M.M. & HORA, G.R. (2003) Recursos

hídricos da ilha da Madeira. Comun. Inst. Geol. e Mineiro 90: 125-142.

PRADA, S., & MENEZES DE SEQUEIRA, M. (2008) Arquipélago da Madeira. In: Suarez, B.P.,

Rodríguez, G.M., Peña, L.M., Marfil, M.A., González, J.F. (Coord.).

_44_

Guia da Água na Macaronésia Europeia. Projecto Interreg IIIB - AQUAMAC. Edição do Instituto

Tecnológico de Canárias, S.A., 195p.

PRADA, S.; MENEZES DE SEQUEIRA, M.; FIGUEIRA, C & OLIVEIRA DA SILVA, M. (2009) Fog pre-

cipitation and rainfall interception in the natural forests of Madeira Island (Portugal).

Agricultural and Forest Meteorolology 149: 1179-1187.

PRADA, S.; MENEZES DE SEQUEIRA, M.; FIGUEIRA, C.; PRIOR, V. & SILVA, M.O. (2010)

Response to "Comment on fog precipitation and rainfall interception in the natural forests of

Madeira Island (Portugal)". Agricultural and Forest Meteorology 150: 1154-1157.

PRADA, S., MENEZES DE SEQUEIRA, M., FIGUEIRA, C., VASCONCELOS, R. (in press) Fog preci-

pitation in high altitude the tree heath forest (Erica arborea L.) of Paul da Serra massif

(Madeira island). Hidrological Processes.

PRADA, S., RODRIGUES, C., FONSECA, P., MADEIRA, J., SERRALHEIRO, A. (2002) Relation

between volcanostratigraphic units and slope stability in Madeira Island: preliminary studies.

Dinis da Gama, C., Ribeiro e Sousa, L. (Eds): EUROCK2002 - ISRM International Symposium on

Rock Engineering for Mountainous Regions. Publicações da Sociedade Portuguesa de

Geotecnia, 2002: 205-212.

PRADA, S.; SILVA, M.O. & CRUZ, J.V. (2005) Groundwater behaviour in Madeira, volcanic island

(Portugal). Hidrogeology Journal 13: 800-812.

RAMALHO, R. (in press) Building the Cape Verde Islands. Springer Theses. 1st Edition, in press,

XVIII, 207 p.

RAMALHO, R.; MATA, J.; MATIAS, M.J.; FONSECA, P.E.; PRADA, S. (in press) Síntese Geológica

das ilhas Selvagens. In Dias, R.; Araújo, A.; Terrinha e Kullberg, J.C., Eds. Geologia de Portugal

no contexto da Ibéria, 2ª Edição, Universidade de Évora.

RAMALHO, R.; HELFFRICH, G.; COSCA, M.; VANCE, D.; HOFFMANN, D.; SCHMIDT, D.N. (2010a)

Vertical movements of ocean island volcanoes: insights from a stationary plate Marine

Geology. 275: 84-95.

RAMALHO, R.; HELFFRICH, G.; COSCA, M.; VANCE, D.; HOFFMANN, D.; SCHMIDT, D.N. (2010b)

Episodic swell growth inferred from variable uplift of the Cape Verde hot spot islands Nature

Geoscience. 3: 774-777.

RAMALHO, R.; HELFFRICH, G.; SCHMIDT, D.N.; VANCE, D. (2010c) Tracers of uplift and subsi-

dence in the Cape Verde Archipelago. Journal of the Geological Society 167: 519-538.

REBELO, J.M. (1999) As Cartas Geológicas ao Serviço do Desenvolvimento. Instituto Geológico

e Mineiro. http://eGeo.ineti.pt/geociencias/edicoes_online/diversos/cartas/indice.htm

RIBEIRO, A. (1996) Soft Plate Tectonics reviewd. Gaia. 12: 33-36

RIBEIRO, A. (1998) What triggers subduction? Episodes. Vol. 21, 1

RIBEIRO, A. (2002) Soft Plate and Impact Tectonics. Springer. Berlin.

RIBEIRO, L.P. (2001) Caracterização mineralógico-geoquímica de sequências lávicas da ilha da

Madeira: implicações petrogenéticas. Mestrado em Geologia, FCUL

RIBEIRO, O. (1949) L'île de Madère. Étude Géographique. Congrès International de

Géographie. Lisboa.

RIBEIRO, O. (1985) A ilha da Madeira até meados do séc. XX. Inst. Cult. e Língua Portuguesa.

138 pp.

_45_

RIBEIRO, L.P.; ECH-CHAKROUNI, S.;.MATA, J.; BOVEN, A.; MATTIELLI, N.; HUS, J. & MAER-

SCHALK, C. (2005) Elemental and lead isotopic evidence for coeval heterogeneities at

Madeira/Desertas mantle source. Actas do VIII Congresso de Geoquímica dos Países de Língua

Portuguesa (Aveiro): 485-487.

RIBEIRO, M.L. & RAMALHO M. (2009) Uma visita geológica ao Arquipélago da Madeira.

Principais locais geoturísticos. Laboratório Nac. Energia e Geologia e Dir. Reg. Comércio,

Indústria e Energia da Madeira, 91 pp. e 1 carta.

RODRIGUES, D. (2005) Análise de risco de movimentos de vertente e ordenamento do ter-

ritório na Madeira. Aplicação ao caso de Machico. Tese de Doutoramento, Universidade da

Madeira, 381 p.

RODRIGUES, C.; GROV, E. & PRADA, S. (2002) Tunneling in Volcanic Environment - Experiences

from projects in Madeira Island, Iceland and Faroe Islands. Dinis da Gama, C., Ribeiro e Sousa,

L. (Eds): EUROCK2002 - ISRM International Symposium on Rock Engineering for Mountainous

Regions. Publicações da Sociedade Portuguesa de Geotecnia, 2002: 643-655.

ROMARIZ, C. (1971a) Notas petrográficas sobre rochas sedimentares portuguesas. XI - Os bio-

calcaritos neríticos de S. Vicente (ilha da Madeira). Boletim do Museu e Laboratório

Mineralógico e Geológico da Faculdade de Ciências de Lisboa 12(1): 27-35.

ROMARIZ, C. (1971b) Notas petrográficas sobre rochas sedimentares portuguesas. XII-

Calcaritos afânicos da ilha da Madeira. Boletim do Museu e Laboratório Mineralógico e

Geológico da Faculdade de Ciências de Lisboa 12(1): 55-65.

SCHMINCKE, H-U. (1973) Magmatic evolution and tectonic regime in the Canary, Madeira, and

Azores island groups. Geol. Soc. Am. Bull., Geological Society of America 84: 633-648.

SCHMINCKE, H-U. & WEIBEL, M. (1972) Chemical study of rocks from Madeira, Porto Santo

and São Miguel, Terceira (Azores). N. Jb. Miner. Abh. 117: 253-281, Stuttgart.

SCHMIDT, R. & SCHMINCKE, H.-U. (2002). From seamount to oceanic island, Porto Santo, cen-

tral East-Atlantic, International Journal of Earth Sciences (Geol Rundsch) 91: 594-614.

SCHWARZ, S.; KLÜGEL, A. & WOHLGEMUTH-UEBERWASSER, C. (2004) Melt extraction path-

ways and stagnation depths beneath the Madeira and Desertas rift zones (NE Atlantic)

inferred from barometric studies. Contrib. Mineral. Petrol. 147: 228-240.

SCHWARZ, S.; KLÜGEL, A.; BOGARD, P.V.D. & GELDMACHER, J. (2005) Internal structure and

evolution of a volcanic rift system in the eastern North Atlantic: the Desertas rift zone,

Madeira. Journal of volcanology and geothermal research, 141: 123-155.

SERRALHEIRO, A. (1976) A Geologia da ilha de Santiago (Cabo Verde). Boletim do Museu e

Laboratorio Mineralógico e Geológico da Faculdade de Ciências 14: 157-369.

SILVA, G.H. (1957) Nota sobre alguns gastrópodes terrestres das ilhas da Madeira e Selvagens.

Memórias e Notícias do Museu e Laboratório Mineralógico e Geológico da Universidade de

Coimbra 44: 33-43.

SILVA, L.C.; MUNHÁ, J. & BARRIGA, F. (1975) Contribuição para o conhecimento das rochas

granulares da Madeira. Boletim da Sociedade Geológica de Portugal 19: 203-237.

SILVA, F.A. & MENESES, C.A. (1978) Elucidário Madeirense. Secretaria Regional de Educação e

Cultura, Funchal, 4ª edição.

SMITH, A.D. (2007) A Reappraisal of Stress Field and Convective Roll Models for the Origin and

Distribution of Cretaceous to Recent Intraplate Volcanism in the Pacific Basin. International

Geology Review. Vol 45, 4, 287 - 302

_46_

STRONCIK, N.A. & SCHMINCKE, H.-U. (2002) Palagonite - a review. International Journal of

Earth Sciences 91(4): 680-697.

VEIZER, J. (1989) Strontium isotopes in seawater through time. Annual Review of Earth and

Planetary Sciences 17(1): 141-167.

WATKINS, N.D. & ABDEL-MONEM, A. (1971) Detection of the Gilsa geomagnetic polarity event

on the Island of Madeira. Geol. Soc. America Bull. 82: 191-198.

ZBYSZEWSKI, G.; MEDEIROS, A.C. & FERREIRA, O.V. (1974 a) Carta Geológica de Portugal na

escala 1:50.000. Folha A da ilha da Madeira. Serviços Geológicos de Portugal.

ZBYSZEWSKI, G.; MEDEIROS, A.C. & FERREIRA, O.V. (1974 b) Carta Geológica de Portugal na

escala 1:50.000. Folha B da ilha da Madeira. Serviços Geológicos de Portugal.

ZBYSZEWSKI, G.; VEIGA FERREIRA, O.; CÂNDIDO DE MEDEIROS, A.; AIRES-BARROS, L.; CELESTI-

NO SILVA, L.; MUNHÁ, J.M. & BARRIGA, F. (1975) Carta Geológica de Portugal na escala

1:50.000. Notícia Explicativa das Folha A e B da ilha da Madeira. Serviços Geológicos de

Portugal: 53 p.

ZHOU, Z.; FYFE, W.S.; TAZAKI, K. & VAN DER GAAST, S.J. (1992) The structural characteristics of

palagonite from DSDP Site 335. Canadian Mineralogist 30(1): 75 p.

_47_