Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000

NOTÍCIA EXPLICATIVA DA
CARTA 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, RICARDO
RAMALHO2,3, 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 pelo
IGeoE, 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 de
imagem 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 Madeira
actualmente 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 m
de 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 dos
afloramentos 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 o
alaranjado. Estas características sugerem tratar-se de uma alteração palagonítica intensa. Este
atributo 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, em
PEACOCK (1926) e BONATTI (1965), é importante. No sentido de tentar confirmar a presença
de palagonite em litologias desta unidade, analisaram-se duas amostras representativas por
difracção 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 amostras
com palagonite - com características transicionais entre um vidro e material amorfo (STRON-
CIK & SCHMINCKE, 2002) - outros com intensidades características do conteúdo mineralógico
dos basaltos. Porém, devido à dificuldade de caracterização da palagonite apenas pelo seu
espectro de raios-X (e.g. STRONCIK & SCHMINCKE, 2002; FURNES, 1984; ZHOU et al., 1992) os
resultados obtidos, embora consistentes, não são ainda inteiramente conclusivos. Em reforço
dos 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, a
derrames lávicos submarinos (Fig. 2b, c). A sua semelhança com rochas observadas noutras
ilhas da Macaronésia (e.g. SERRALHEIRO, 1976; MACEDO et al., 1988; SCHMIDT &
SCHMINCKE, 2002) sugere que estes materiais possam representar, no todo ou em parte, o
final da fase de construção submarina do grande vulcão escudo da Madeira.
Os materiais do CVI1 encontram-se densamente recortados por filões, contemporâneos desta
unidade ou correlativos das unidades suprajacentes, observando-se por vezes estruturas do
tipo "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 natureza
traquítica 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 de
processos 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 edifícios
coalescentes 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 aquisição
dos dados de difracção, digitalizando os registos obtidos, também permite a sua análise e manipulação; utilizou-se a
função 'peak search' para detectar os ângulos 2θ das reflexões e respectivas intensidades, através da função 'Minimum
of 2nd Derivate of Peak'. Foi usada uma ampola de Cobre (20 mA e 40 kV) como fonte de radiação. Os registos foram
efectuados utilizando um 'scan' contínuo, entre os 2º e os 65º 2θ, a uma velocidade de varrimento de 0,02º θs -1. Os
difractogramas 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 banho
ácido fraco, e numa sucessão de banhos ultrassónicos) e secas em estufa. Posteriormente foram dissolvidas em ácido
clorídrico 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 remover
qualquer 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 de
Isótopos da Universidade de Bristol (Reino Unido), e a análise de elementos maiores num espectrómetro de massa de
colector 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 à
solução NIST SRM 987. Para o período em que se realizaram as análises (6 meses), 19 análises ao padrão NIST SRM 987
resultaram 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 das
Freiras);
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 Penha
de 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, e
sequências 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 derrames
da "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 CVS1β
é 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 duas
propostas 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_

Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000

Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000

Recomendados

Recomendados

Mais conteúdo relacionado

Mais procurados

Mais procurados (20)

Semelhante a Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000

Semelhante a Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000 (20)

Carta Geológica da Ilha da Madeira 1:50.000