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CURSO DEINTRODUÇÃO À GEOLOGIA

DA ILHA DE SÃO JORGE

Por:Geóloga Zoraida Roselló Espuny

curso de introdução à geologia da ilha de são jorge, açores. 12-18 de março de 2007_________________________

introdução

A paisagem vulcânica apresenta um vasto conjunto de formas e características muito peculiares, que estão relacionadas, entre outros, com o tipo de erupção vulcânica, sua dinâmica e a actuação dos agentes externos. O estudo do modelado vulcânico é importante devido, não só à natureza universalista destes fenómenos mas, também, às consequências, por vezes destruidoras, mas sempre espectaculares, que os vulcões representam para o Homem e a sua sociedade.

Do ponto de vista geomorfológico, os vulcões actuam de dois modos distintos sobre a superfície terrestre:

1_ directamente, originando novas formas, em resultado das erupções vulcânicas. Estas formas são, na sua maioria, formas construtivas, isto é resultantes de uma acumulação dos produtos vulcânicos (como é o caso dos cones de escórias), mas são igualmente formas destrutivas, associadas a explosões e a colapsos mais ou menos importantes, como é o caso das crateras.Em ambos os casos, a morfologia resultante é posteriormente atacada pelos agentes externos da atmosfera, hidrosfera e biosfera, que vão modificar gradualmente. As erupções vulcânicas e as formas de relevo daí resultantes apresentam uma característica importante: na sua maioria, formam-se muito rapidamente, de um modo quase instantâneo à escala do tempo geológico, desafiando, por isso, a erosão.

2_ os vulcões actuam, também, de um modo indirecto, em resultado da variedade de litologias que originam. Além disso, as rochas vulcânicas nem sempre são facilmente erodidas e podem mesmo permanecer mais ou menos inalteradas por longos períodos geológicos após o termo da actividade vulcânica que as originou.A erosão das rochas vulcânicas vai, então, ser fortemente condicionada pelos contrastes litológicos existentes. O contraste de durezas entre as rochas vulcânicas e as rochas encaixantes e entre os próprios materiais vulcânicos, vai favorecer o desenvolvimento de uma erosão diferencial activa.

conceitos geológicos

vulcanismo e ambientes geotectónicos

O vulcanismo activo está circunscrito a certas regiões do globo e a certos ambientes geotectónicos. A Fig_1 mostra a distribuição geográfica dos vulcões activos ou recentemente extintos da Terra, os quais se concentram em 4 áreas principais:

1_ no Arco de Fogo do Pacífico, onde se localizam cerca de ¾ dos vulcões activos do globo (cerca de 15% dos quais, na região da Indonésia), como é o caso do Katmai (Alaska) ou do Mayon (Filipinas);

2_ na região do Mediterrâneo, onde se situam os vulcões clássicos de Itália e da Grécia, como é o caso do Vesúvio e de Santorini, respectivamente;

3_ na Bacia do Oceano Atlântico, onde existem inúmeros vulcões activos, como é o caso de vulcões das ilhas dos Açores e da Islândia;

4_ finalmente, na região de África Oriental e Oceano Índico, que inclui os vulcões associados aos riftes africanos, como é o caso do Kilimanjaro.

A maioria destes vulcões está localizada em importantes zonas de fractura, as quais são igualmente sede de uma intensa actividade sísmica.

As cinturas sismovulcânicas assim definidas correspondem aos limites das grandes placas litosféricas e verifica-se que 80% dos vulcões activos se encontram em limites convergentes, 15% em limites divergentes e os restantes 5% em domínio intraplaca.

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erupções vulcânicas

A classificação das erupções vulcânicas revela-se uma tarefa difícil e complexa, uma vez que, frequentemente, estas são caracterizadas pela ocorrência de diferentes tipos de fenómenos, que podem surgir ao mesmo tempo, ou intercalados num curto espaço de tempo, em locais distintos de um dado aparelho vulcânico. Atendendo a esta complexidade, torna-se mais fácil e verosímil caracterizar os vários tipos de actividade que ocorrem durante uma erupção, o que pode ser feito segundo diferentes perspectivas e tendo em conta diversos factores.

a) a actividade vulcânica pode ser classificada como efusiva ou explosiva. Na actividade efusiva predomina a emissão de escoadas lávicas (Fig_2), enquanto que nas erupções explosivas são emitidos predominantemente materiais piroclásticos e gases a grande velocidade (Fig_3).

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Fig_1. Vulcões activos, principais placas

tectónicas, cristas meso-oceânicas e zonas de

subducção. In: Fisher & Schmicke, 1984.

Fig_2. Actividade vulcânica efusiva associada a magmas básicos – vulcão Kilauea (Hawaii).

Fig_3. Actividade vulcânica explosiva associada a magmas àcidos – vulcão Pinatubo (Filipinas).


b) a actividade vulcânica pode envolver, ou não, água exterior ao magma. Não envolvendo água exterior ao magma, diz-se subaérea, enquanto que, se há interacção com água, a actividade vulcânica pode ser classificada em:

- hidrovulcânica (também designada freatomagmática ou hidromagmática. Fig_4): trata-se de uma actividade explosiva, resultante de uma interacção directa magma/lava-água, quer esta seja água subterrânea ou água superficial, incluindo água do mar, meteórica, hidrotermal ou de um lago.- freática: quando se dá a vaporização de água subterrânea existente em formações rochosas (vulcânicas ou não), pelo facto destas terem sido aquecidas por uma fonte de calor (e.g. magma em ascensão/movimento). Assim, nestas erupções explosivas não há contacto directo entre o magma e a água e, do mesmo modo, não há emissão de material magmático: dá-se, apenas, a fragmentação e a projecção das rochas de cobertura/ envolventes, em consequência da brusca e violenta vaporização da água.

- sub-glacial: quando ocorre sob importantes massas de gelo (e.g. vales ou calotes glaciares). Frequentes na Islândia, estas erupções são responsáveis da formação de jokulhlaups, ou seja “torrentes de água glaciar”, de caudal importante e de significativo poder destrutivo.

c) a actividade vulcânica classifica-se, em função do tipo de conduta emissora, em centrada ou fissural. A actividade centrada dá-se a partir de condutas genericamente tubulares, gerando edifícios vulcânicos cónicos de maiores ou menores dimensões, enquanto que na actividade fissural a lava é emitida a partir de fissuras eruptivas mais ou menos extensas (Fig_5).

d) a actividade vulcânica diz-se monogenética se cessa após um único episódio eruptivo, em geral de curta duração (alguns meses a anos). Pelo contrário, designa-se poligenética, quando uma sucessão de diferentes episódios vulcânicos centrados e/ou fissurais, durante um período de

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Fig_4. Actividade hidrovulcânica (ou freatomagmática) – vulcão dos Capelinhos, Ilha do Faial (Açores).

Fig_5. No meio mostra-se a actividade vulcânica centrada (vulcão Kilauea, Hawaii) com fissuras em actividade. À esquerda e em baixo, uma vista aérea da serra da Ilha de S.Jorge onde observasse o relicto da actividade fissural. Em baixo à direita, a fissura eruptiva na lagoa lávica já solidificada do topo da Montanha do Pico. Em baixo de tudo, o alinhamento de cones basálticos observável desde o miradouro da praça de touros das Velas, S.Jorge, Açores.


tempo de alguns milhares a dezenas de milhar de anos, origina um edifício vulcânico de grandes dimensões.

e) a actividade vulcânica denomina-se secundária (também chamada adventícia, satélite ou parasita), quando o centro emissor (vent) se localiza nos flancos de um edifício vulcânico principal. A actividade secundária, em função do posicionamento dos centros emissores no vulcão principal, pode ser:

- terminal ou sub-terminal, consoante haja extrusão a partir de centros emissores localizados no topo do cone, ou muito próximo deste, respectivamente (incluindo no interior duma cratera terminal).- lateral, se a extrusão se dá nos flancos do cone alimentada por intrusões magmáticas (e.g. sistema filoniano), frequentemente dispostas ao longo de um conjunto de fracturas radiais ao edifício vulcânico.- excêntrica, tal como no caso anterior, mas em que a ascensão magmática se processa ao longo de fissuras não directamente interligadas à conduta de alimentação central do vulcão. Neste caso, a presença de fracturas controladas pela tectónica local/regional favorecem essa extrusão excêntrica da lava.- intra-caldeira, (Fig_6) quando o centro emissor está implantado no interior de uma depressão vulcânica de grandes dimensões (e.g. caldeira)

f) de acordo com a classificação de GEORGE WALKER, a actividade vulcânica pode ser: havaiana, estromboliana, vulcaniana, sub-pliniana, pliniana, ultrapliniana, surtseiana e freatopliniana. Esta classificação, proposta inicialmente em 1973, identifica e caracteriza (qualitativa e quantitativamente) diferentes estilos eruptivos, retomando algumas das designações clássicas propostas em 1908 por A. LACROIX para as erupções vulcânicas (cf. “havaianas, estrombolianas, vulcanianas e peleanas”).

Na classificação de G. WALKER (Fig_7), a distinção entre os diferentes estilos eruptivos é feita em função de vários parâmetros, tais como: 1) a magnitude da fase eruptiva, determinada em função do volume total emitido; 2) o poder dispersivo, definido pela área coberta por piroclastos de queda; 3) a intensidade, dependente da altura da coluna eruptiva; e 4) o potencial destrutivo da erupção, definido pela área abrangida pela isopaca de 1 metro.

Apresenta-se, de seguida, uma caracterização sumária de cada um daqueles tipos de actividade vulcânica:

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Fig_6. Actividade intra-caldera, interior da Caldera das Sete-Cidades, Ilha de São Miguel, Açores.

Fig_7. Classificação da actividade vulcânica proposta por G. WALKER. In: Cas e Wright (1987).


- havaiana (do arquipélago de Hawaii, EUA): dominantemente efusiva, com a memissão de volumes significativos de escoadas lávicas basálticas, muitas vezes a partir de fissuras eruptivas (Fig_8); sobretudo na fase inicial das erupções, há extrusão de pequenos volumes de depósitos piroclásticos, sob a forma de “repuxos lávicos” (lava ou fire fountains) e de acumulações de spattern, formação de vulcões em escudo (shield volcanoes), lagos de lava e extensos mantos lávicos.

- estromboliana (de Stromboli, Itália): moderadamente explosiva, caracterizada por várias explosões discretas e intermitentes, sem uma coluna eruptiva permanente (e em geral inferior a 500 m de altura); característica de magmas básicos; projecção de bombas e de lapilli escoriáceos (com trajectória balística. Fig_9); formação de cones de escórias (scoria cones) e escoadas lávicas associadas.

- vulcaniana (de Vulcano, Itália): maior explosividade na sua fase inicial, com a formação de uma brecha de explosão associada à desobstrução da conduta, selada por um rolhão (plug) formado durante uma fase eruptiva anterior, projecção de grandes blocos/bombas; coluna eruptiva de 10 a 20 Km de altura (Fig_10), resultante de repetidas e contínuas explosões de pequena a moderada magnitude; comum em vulcões poligenéticos, onde provoca a destruição de partes do edifício vulcânico, incluindo a formação de crateras de explosão; associada a magmas de maior viscosidade (e.g. andesíticos), pelo que eventuais escoadas lávicas são de reduzida extensão.

- sub-pliniana ou vesuviana (de Vesúvio, Itália): muito explosiva, com colunas eruptivas até cerca de 30 km de altura e que se mantêm por longos períodos de tempo (Fig_11); emissão de grandes volumes de tefra; associada a magmas dacíticos e riolíto; velocidades de ejecção de 100 a 400 m/s; as fases efusivas associadas dão origem a domos (também designados por “domas”) e coulées.

- pliniana (de “Plíneo, O Jovem”, historiador romano): grande explosividade, com grande dispersão de tefra; as colunas eruptivas atingem cerca de 50 km de altura; tal como nas actividades sub-pliniana e pliniana, a actividade eruptiva pode durar de algumas horas a poucos dias, terminando muitas vezes com a formação de escoadas piroclásticas.

- surtseiana (da Ilha de Surtsey, Islândia): actividade hidrovulcânica equivalente às estrombolianas, associada a magmas básicos; provoca uma descoloração da água e a formação de bancos/ilhas;

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Fig_9. Actividade estromboliana em centros eruptivos adventícios do vulcão Etna (Itália)

Fig_8. Actividade havaiana. Arquipélago Hawauu, EUA. In: pubs.usgs.gov

Fig_10. Actividade vulcaniana. In: www.volcano.si.edu

Fig_11. Actividade sub-pliniana a pliniana. Vulcão Komaga-take, Japão.


vigorosas colunas eruptivas, de vapor e cinzas, estas últimas sob a forma de “jactos cipressóides” de cor escura (Fig_12); formação de base surge; várias semanas a meses de duração; edificação de anéis e de cones de tufos surtseianos.

- freatopliniana: actividade hidrovulcânica equivalente às sub-plinianas e plinianas, associada a magmas siliciosos; origina depósitos de cinzas muito finas e de grande dispersão; formação de depósitos tipo surges; grandes colunas eruptivas, que podem atingir cerca de 40 km de altura.

Na classificação de G. WALKER, a actividade surtseiana (e.g. Capelinhos, 1975) e a freatopliniana (e.g. Askja, Islândia, 1875) correspondem a erupções hidrovulcânicas (com interacção magma-água) em águas pouco profundas, estando associadas, respectivamente, a magmas básicos (e.g. basálticos) e a magmas ácidos (e.g. riolíticos).Por outro lado, a designação de “actividade peleana” (de Monte Pelée, Caraíbas), ainda utilizada por alguns autores, é melhor caracterizada, no contexto da classificação de G. WALKER, como vulcaniana, ou pliniana. Genericamente, pode caracterizar-se a actividade peleana como estando associada a: magmas muito viscosos (e.g. dacíticos e riolíticos); génese de domos, agulhas e coulées, “nuvens ardentes”, geradas pelo colapso e/ou explosões nos flancos de domos e de coulées (Fig_13).

Refira-se, por fim, que a denominação de actividade “serretiana” (de Serreta, Ilha Terceira) foi recentemente proposta por V.H.FORJAZ para uma actividade hidrovulcânica associada a magmas básicos de elevada fluidez, em águas “profundas” (da ordem de 500-700 m). Os elementos recolhidos durante a erupção do “Vulcão Oceânico da Serreta” (1998/2000), indiciam tratar-se de uma actividade marcadamente fissural, condicionada por fundos marinhos de vertentes de alto pendor, o que favoreceu a formação de pillow lavas temporariamente flutuantes (Fig_14). Os vestígios superficiais da erupção, reduzidos, incluem (para além das referidas pillow lavas, ou “balões de lava” flutuantes), a emissão de colunas de vapor branco (Fig_15) e a ascensão de piroclastos finos até à superfície da coluna de água.

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Fig_12. Actividade surtseiana, vulcão dos Capelinhos, Ilha do Faial (Açores)

Fig_13. Chaminé vulcânica apresentada como relevo residual saliente. Pedreria, S. Jorge, Açores.


produtos vulcânicos

A mais abrangente classificação dos produtos vulcânicos tem em conta o seu quimismo, designadamente os seus teores em sílica e em alcalis. Assim, as rochas ácidas (ou siliciosas- e.g. riolito) são as que apresentam maiores teores em sílica, enquanto que as básicas (e.g. basalto) se encontram no outro extremo do espectro, havendo todos os termos intermédios (e.g. andesitos e dacitos). As rochas siliciosas são compostas predominantemente por quartzo e feldspato e por pequenas quantidades de mica ou de anfibola. As rochas básicas contêm teores muito menores de SiO2 (razão pela qual não possuem quartzo livre), mas apresentam quantidades importantes de plagioclase e piroxena, bem como quantidades variáveis de olivina e óxidos.Uma classificação das rochas vulcânicas em função dos respectivos teores em (Na2O+K2O) e em SiO2 é apresentada na Figura_16, a qual inclui termos como os andesitos, dacitos, havaitos, mugearitos, benmoreitos, traquitos e os basaltos picriticos, entre outros. No domínio dos “basaltos” (rochas vulcânicas que cobrem cerca de 70% da superfície do Planeta Terra) salienta-se a existência de duas variedades importantes: os toleitos (relativamente enrriquecidos em sílica e que contêm minerais ricos em cálcio, como plagioclase e piroxena) e os basaltos alcalinos (mais ricos em Na e K, e que usualmente contêm olivina).

Do ponto de vista vulcanológico, e em função do seu modo de emissão, os produtos vulcânicos podem agrupar-se genericamente em: 1) escoadas lávicas, material em fusão, associado a fases efusivas, que se movimenta ao longo das vertentes e 2) piroclastos ou tefra, fragmentos projectados como partículas discretas, na dependência de explosões vulcânicas.

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Fig_14. Representação esquemática da actividade serretiana. In: FORJAZ et al. (2001)

Fig_15. Pillow lavas flutuantes da erupção do “Vulcão Oceânico da Serreta” (a Oeste da Ilha Terceira, Açores) em Fevereiro do 2000.

Fig_16. Sistema classificativo para as rochas vulcânicas. In: FRANCIS (1993).


As escoadas lávicas possuem uma composição muito variada, desde carbonáticas a basálticas, dacíticas a riolíticas, sendo que, para além da respectiva composição química, outros parâmetros influenciam as suas propiedades físicas, como é o caso do teor em voláteis, do conteúdo em cristais e do modo de arrefecimento da escoada. A classificação mais usual dos materiais efusivos (escoadas lávicas) é realtivamente simples e inclui as designações tradicionais de lavas pahoehoe, lavas aa e lavas em blocos, as quais caracterizam a morfologia, ou seja, o aspecto externo/superficial da escoada caracterizando-se por:

- escoadas pahoehoe (Fig_17): superfície contínua, lisa ou ligeramente ondulada, neste caso sob a forma de diversos lóbulos convexos de pequenas dimensões (designados por pahoehoe toes); esta morfologia é popularmente designada de “lajes” ou “lajidos” na Ilha do Pico (Açores), termos que o autor propõe como sinónimos de “lavas pahoehoe”; a superfície da escoada apresenta-se frequentemente com elevada vesicularidade, que lhe confere um aspecto esponjoso (spongy); em zonas mais declivosas e junto a bocas eruptivas caracterizadas por baixas taxas de efusão, são comuns morfologias pahoehoe do tipo “lava em tripa” (dribet ou entrail pahoehoe lava. Fig_18); outras micro-estruturas comuns são a lava encordoada (ropy lava), rendilhada e entrançada.

- escoadas aa: apresentam uma superfície muito irregular, espinhosa e áspera, de fragmentos soltos e escoriáceos, de dimensões variadas; estes níveis de fragmentação (designados por clínker) apresentam espessuras variáveis e desenvolvem-se no topo e na base da escoada/unidade de fluxo (Fig_19).

- lavas em blocos (blocky lava): composta por blocos de lava, usualmente regulares, maciços e de superfícies lisas, que apresentam grandes dimensões, por vezes métricas; frente da escoada muito declivosa, com várias dezenas de metros de altura.Neste contexto, deve salientar-se que as escoadas lávicas, sobretudo os dois primeiros tipos acima referidos, podem apresentar-se como unidades de fluxo (flow units) únicas (usualmente associadas a taxas de emissão elevadas), denominando-se, então, por escoadas simples (Fig_20).

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Fig_17. Morfologia pahoehoe em escoadas lávicas basálticas do topo da Montanha do Pico (Açores), popularmente designada de “lajes” ou “lajidos”

Fig_18. “Lavas em tripa” (entrail lavas) em escoadas pahoehoe do topo da Montanha do Pico, Açores.

Fig_19. Morfologia aa em escoadas lávicas do portinho da fajã de Sto. Antão, S.Jorge, Açores. Observe-se a textura escoriácea no teto (rough clinker top) e a lava massiva com disjunção colunar na base.


Pelo contrário, as escoadas compostas (compound flows) caracterizam-se por diversas unidades de fluxo, usualmente pequenas e pouco espessas, sobrepostas umas relativamente às outras, que arrefeceram simultaneamente (Fig_21).

As observações de terreno comprovam que, em muitas situações, a superfície das escoadas lávicas apresenta características que retratam uma menor fluidez das escoadas, ou das unidades de fluxo, às quais correspondem estádios de viscosidade intermédios entre as escoadas pahoehoe e as aa. Surgiram, assim, designações complementares àquelas tradicionais acima referidas, e que incluem as “lavas pahoehoe imperfeitas” (rough pahoehoe), as lavas “pasta de dentes” (toothpaste lava. Fig_22) e as “lavas em placas” (slab pahoehoe). Estes tipos de morfologia apresentam como característica comum uma superfície espinhosa, irregular e/ou ondulada, que contrasta com a suave morfologia das escoadas pahoehoe.

As escoadas lávicas aa, por seu turno, evidenciam diferentes características consoante a distância ao respectivo centro emissor, podendo distinguir-se sobretudo dois tipos: “proximais” e “distais”. As escoadas lávicas aa proximais, mais fluidas, que apresentam viscosidade semelhante à das lavas toothpaste e apresentam usualmente espessuras pequenas, segundo canais lávicos pouco profundos (Fig_23).

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Fig_20. Escoadas aa simples separadas pelos níveis clinker. Mistérios de Urzelina, S.Jorge, Açores.

Fig_21. Escoadas pahoehoe composta. Ilha do Pico, Açores.

Fig_22. Morfologia do tipo “pasta de dentes”, Baia Entre Morros, Velas, S. Jorge, Açores.


Pelo contrário, as escoadas aa distais atingem espessuras usualmente superiores a 10 metros, com uma frente de escoada elevada, composta por clinker com fragmentos de dimensões muito variadas (desde blocos a areia). É igualmente nas zonas distais das escoadas lávicas aa que se observa uma maior profusão de “bolas lávicas de acreção” (accretionary lava balls), estruturas vulcânicas concêntricas típicas destas escoadas lávicas (Fig_24) e que se formam por um processo idêntico ao das bolas-de-neve, a partir de um fragmento sólido que é incorporado na lava, viscosa, em movimento

As lavas pohoehoe e aa são muitas vezes emitidas de um mesmo centro eruptivo, sendo factores como a taxa de efusão, a viscosidade do magma, a morfologia e a inclinação da superfície de escoamento que determinam o aspecto superficial evidenciado perla escoada lávica. Refira-se, contudo, que enquanto que as lavas pahoehoe podem evoluir para lavas aa (cf. Arrefecimento da lava), o inverso nunca acontece.Por outro lado, as lavas pahoehoe típicas desenvolvem-se quase exclusivamente em escoadas basálticas de baixa viscosidade, enquanto que as lavas aa podem encontrar-se numa maior variedade de escoadas lávicas, incluindo nomeadamente os andesitos basálticos. Ao invés, as “lavas em blocos” são típicas das escoadas lávicas andesíticas, nas quais nunca foram encontradas morfologias no tipo pahoehoe. Por fim, a extrusão de escoadas lávicas de elevada viscosidade (e.g. dacíticas e riolíticas) origina morfologias típicas, caracterizadas por níveis de obsidiana, laminação pronunciada e formas de relevo elevadas, espessas e de bordos declivosos, as quais incluem os domos e as coulées, referidas mais adiante.Os piroclastos, por seu turno, incluem sobretudo fragmentos resultantes directamente do arrefecimento e da solidificação de magma, bem como da fragmentação de rochas encaixantes, pré-existentes e já consolidadas. Função das suas características morfo-estructurais, os produtos piroclásticos são vulgarmente agrupados em:

- pedra pomes (pumice): tefra de cor clara (Fig_25), associada a erupções explosivas de magmas diferenciados, siliciosos e intermédios (e.g. fonolíticos e traquíticos); constituem fragmentos muito vesiculados, de grande porosidade e baixa densidade (<1g/cm3); mais raramente, apresenta uma coloração mais escura (cf. Composição mais básica) e densidade mais elevada, designando-se por reticulite; se resultante de magmas porfíricos, apresenta cristais; vesículas de aspecto fibroso; emitida no estado sólido, pelo que apresenta-se usualmente formas angulosas (e.g. blocos).

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Fig_23. Em baixo, canal lávico na Serra da Ilha de São Jorge, Açores. À direita, canal lávico. Ilha do Hierro, Ilhas Canárias, Espanha.

Fig_24. Bola lávica de acreção associada à escoada aa da fajã das Velas o origem da qual é o Pico dos Loiros. Zona balnear da Preguiça, Velas, S. Jorge, Açores.


- líticos: fragmentos rochosos, densos e maciços, observados nos depósitos piroclásticos, quer resultem, ou não, da solidificação do magma emitido; os fragmentos de rochas mais antigas do mesmo vulcão, e associados a erupções anteriores, denominam-se líticos acessórios; os fragmentos não relacionados com uma actividade vulcânica e que foram arrancados ao substrato (por exemplo de rochas calcárias) denominam-se líticos acidentais.

- escória (scoria ou cinder): tefra de cor escura e aspecto frequentemente esmaltado/iridescente (Fig_26); com vesicularidade, densidade e formas muito variadas; associadas a magmas pouco viscosos (básicos e intermédios), nomeadamente basáltico-andesíticos; emitidas ainda fluidas, solidificam no ar ou depois de atingirem o solo, o que lhes confere formas muito diversas.

Neste âmbito, refira-se que os spatter (“salpicos de lava” ou “emplastros”) são igualmente piroclastos (e.g. basálticos) que atingem o solo ainda bastante fluidos e plásticos, uma vez que se acumulam muito próximo do centro emissor. Por este motivo moldam-se uns aos outros (deformando-se plasticamente), dando um depósito aglutinado (Fig_27) que, por este motivo, é susceptível de apresentar declives acentuados. Distinguem-se, assim, dos depósitos de escórias, os quais constituem acumulações de piroclastos soltos, logo, mais instáveis e sujeitos a movimentos de massa do tipo grain flow (“escorregamento de grãos”).

Por outro lado, do ponto de vista genético, os materiais piroclásticos podem agrupar-se em: 1) piroclastos de queda e 2) piroclastos de fluxo (Fig_28). No primeiro caso, os fragmentos, essencialmente gravíticos, atingem o solo por queda livre, quer a partir de uma coluna eruptiva, quer projectados balisticamente a partir da boca emissora. No segundo caso, os piroclastos movimentam-se ao longo das encostas do edifício vulcânico sob a forma de uma escoada.

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Fig_25. Pedra pomes associada a o vulcão da Caldeira na Ilha do Faial, Açores.

Fig_26. A esquerda, depósito de queda constituído de escórias basálticas. Pico dos Loiros, Velas, S. Jorge, Açores. Em baixo, diferencia entre depósitos de queda de pedra pomes (branco) e de escórias (preto-castanho). Vulcão do Teide, Ilhas Canárias, Espanha.

Fig_27. “Salpicos de lava” em lavas pahoehoe. Notar a deformação plástica sofrida pelos fragmentos de lava e o grau de aglutinação do depósito. Fajã da Ribeira d'Areia, S. Jorge, Açores.


Os piroclastos de queda, em função da granulometria dos clastos/fragmentos, classificam-se em:

1_ cinzas: se apresentam dimensões inferiores a 2 mm.

2_ lapilli: quando os clastos têm dimensões compreendidas entre 2 a 64 mm.

3_ bombas e blocos: se têm dimensões superiores a 64 mm e apresentam, respectivamente, uma forma arredondada, ou angulosa.

Os blocos e bombas apresentam uma trajectória balística parabólica (Fig_9) a partir do centro emissor e são usualmente projectados a distâncias relativamente pequenas. Os lapilli basálticos (Fig_26), que nos Açores são designados por “bagacina” (ou por “cascalho”), podem apresentar formas idênticas às das bombas. Os depósitos de cinzas vulcânicas consolidadas denominam-se cineritos, enquanto que a designação de “tufo” se aplica, genericamente, a todos os depósitos piroclásticos de granulometria cinza ou lapilli que se apresentam litificados. Aos materiais piroclásticos de dimensões muito reduzidas (inferiores a 1/16 mm) aplica-se muitas vezes a designação de cinzas finas ou poeiras vulcânicas.

Uma vez que a classificação granulométrica acima apresentada traduz exclusivamente o tamanho dos tefra, sendo por isso independentemente da génese e composição química do material piroclástico, àquelas designações é frequente adicionarem-se termos como “escoriáceo” ou “basáltico” (quando estão associados a magmas básicos) e “pomítico” (quando emitidos na dependência de magmas ácidos). Têm-se, assim, cinzas basálticas e cinzas pomíticas, bombas escoriáceas e blocos pomíticos, consoante as dimensões dos clastos e a sua natureza/quimismo.Os piroclastos de fluxo, por seu turno incluem:

- escoadas piroclásticas: fluxos piroclásticos em que os clastos (de dimensões variadas, mas em que as cinzas são dominantes) movimentam-se envolvidos em gás a temperatura elevada.- escoadas de lama e “escoadas de detritos”: fluxos piroclásticos em que os clastos, de natureza vulcânica, movimentam-se envolvidos em água.

As escoadas piroclásticas s.l. correspondem assim, e de um modo genérico, a fluxos piroclásticos de alta densidade, que se deslocam junto ao solo, num fluxo essencialmente laminar. Em função do seu mecanismo genético e da sua composição, estas escoadas incluem:

- escoadas piroclásticas pomíticas (“escoadas piroclásticas propriamente ditas”): compostas por pedra pomes, poeiras e gás; associadas ao colapso de colunas eruptivas convectivas.

- nuvens ardentes (nuées ardentes, glowing clouds ou glowing avalanches): constituídas por clastos densos, não vesiculados, resultantes do colapso gravítico dos flancos/frente de domos e de coulées (i.e. escoadas lávicas muito viscosas); mais recentemente são designadas de escoadas de blocos e de cinzas (block and ash flows).

- surges: escoadas piroclásticas em que a concentração de fragmentos/clastos é menor, conferindo à escoada uma densidade inferior à das escoadas pomíticas e das nuvens ardentes.Os surges (ou “ondulações piroclásticas”) são, assim, tipos particulares de escoadas piroclásticas, que: 1) têm baixa densidade e elevada velocidade; 2) apresentam fluxo turbulento e uma movimentação não condicionada pela topografia; 3) têm elevado poder destrutivo; 4) atingem menores distâncias do que as escoadas piroclásticas propiamente ditas; 5) os respectivos depósitos

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Fig_28. Representação esquemática da actividade pliniana- subpliniana


apresentam-se frequentemente com estratificação e laminação importante (centrimétrica a decimétrica). Os principais tipos de surges são:

a) base surges: formados a partir de uma nuvem piroclástica em forma de anel (Fig_12), gerada aquando de erupções hidrovulcânicas, quer de magmas básicos, quer de magmas ácidos; esse anel, que se forma ao nível do solo/mar, progride radialmente relativamente ao centro emissor.

b) ash cloud surges: formados a partir das nuvens que acompanham a implantação duma escoada piroclástica (Fig_28 e Fig_29).

c) ground surges: formados, quer pelo colapso parcial da parte externa da coluna eruptiva, quer na parte frontal de uma escoada piroclástica (Fig_29) devido a fluidização da mesma pelo ar aprisionado pela cabeça da escoada, aquando da sua movimentação.

Os depósitos resultantes das nuvens ardentes e das “ondulações piroclásticas” designam-se por depósitos de cinzas e de blocos. Por seu turno, os depósitos resultantes das escoadas das escoadas piroclásticas em que os clastos/fragmentos são maioritariamente pomíticos (e.p. propiamente ditas) são designados por ignimbritos, quer se apresentem soldados (welded), ou não. Estas rochas vulcânicas soldadas, implantadas a temperaturas elevadas, apresentam uma estrutura fluidal com fiammes, ou seja, com concentrações lenticulares vítreas, escuras e densas (compostas por fragmentos pomíticos comprimidos e estirados segundo os planos de acamação do depósito) dispersas numa matriz mais clara. Os ignimbritos soldados, foram amplamente utilizados nos Açores como pedra ornamental (e.g. “ignimbrito das Lajes”, Ilha de Terceira e “ignimbrito da Povoação”, Ilha de São Miguel), enquanto que os ignimbritos não soldados (e.g. “tufos” da Ribeira Grande, Ilha de São Miguel) são explorados para a produção de inertes ou para a produção de blocos, dada a sua natureza detrítica e não litificada.

Como se disse, os piroclastos de fluxo em que os clastos se movimentam envolvidos em água constituem:

- escoadas de lama (mud flows): fluxos de lama nos quais predominam os fragmentos piroclásticos da dimensão cinza.

- escoadas de detritos (debris flows): em que dominam os clastos de maiores dimensões, incluindo blocos métricos e como várias toneladas de peso, arrastados na corrente, dada a natureza torrencial destes fluxos.

Refira-se que as “avalanchas de detritos” (debris avalanches) se distinguem das escoadas de detritos (debris flows), uma vez que nas primeiras não há saturação em água da formação vulcânica, dando-se o fluxo piroclástico com uma interacção clasto-clasto (ver escoadas de blocos e cinzas).

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Fig_29. Representação esquemática da evolução dos fluxos piroclásticos. À

direita, mostrasse a formação dum fluxo

piroclástico a partir do colapso duma doma. Em

baixo, aparece em detalhe a deposição dos materiais

que constituem o fluxo.


Os depósitos resultantes das escoadas de lama e de detritos são designados lahars (ou “depósitos de enxurradas”) e estão associados a fenómenos de solifluxão/liquefacção de formações vulcânicas detríticas (pela sua saturação em água), fenómenos esses que estão entre os mais destruidores associados ao vulcanismo. Os lahars podem estar directamente associados a uma erupção vulcânica (designando-se lahars primários ou sin-eruptivos), ou podem ocorrer independentemente de fenómenos eruptivos (lahars secundários ou pós-eruptivos). Os lahars primários formam-se por exemplo: 1) na dependência de chuvadas mais ou menos intensas que vão saturar cinzas e lapilli depositados por um vulcão em actividade; 2) pela expulsão de um lago de cratera/caldeira; 3) pela fusão de gelo e neve acumulados num vulcão que entra em actividade, como aconteceu na erupção do vulcão Nevado del Ruiz, Colômbia, em Novembro de 1985, que causou a morte a cerca de 22000 pessoas na vila de Armero.

Os lahars secundários, por seu turno, correspondem a depósitos epiclásticos resultantes de movimentos de massa associados a uma liquefacção de formações vulcânicas detríticas. Esses movimentos gravíticos dão-se, designadamente: 1) na sequência de abalos sísmicos fortes que promovem a movimentação de vertentes instáveis, como foi o caso em Vila Franca do Campo, Ilha de São Miguel, em Outubro de 1522, que casou cerca de 4000 a 5000 mortes, ou 2) na sequência de precipitações anormalmente intensas, como aconteceu no Fojo (Furnas), em 1996, ou em Outubro de 1997, na freguesia de Ribeira Quente (Ilha de São Miguel), onde causou 29 vítimas mortais.De entre os produtos associados a uma actividade hidrovulcânica básica destacam-se: 1) as pillow lavas (“lavas em almofada”), lavas submarinas que podem apresentar uma forma tubular ou alongada (daí também se designarem por “lavas em rolo”). 2) hialoclastitos: clastos vitrificados resultantes da fragmentação de lavas devido ao seu rápido arrefecimento em contacto com água. Este último termo, tem, igualmente, uma aplicação mais generalizada, englobando todos os materiais vítreos gerados em erupções hidrovulcânicas básicas (ou também, em erupções sub-glaciais), incluindo aqueles derivados de escoadas submarinas, bem como os fragmentos de natureza explosiva (piroclastos submarinos).O rápido arrefecimento resultante do contacto magma-água na actividade hidrovulcânica básica dá origem a um depósito piroclástico chamado tufo surtseiano (ou tufo hialoclastítico), no qual dominam as dimensões cinza e lapilli, com clara predominância para a primeira (Fig_28). Essa interacção origina um vidro vulcânico denominado sideromelana, o qual evolui rapidamente para a palagonite um produto de alteração de cor amarelada resultante da hidratação do vidro basáltico e composto maioritariamente por minerais da argila. Por essa razão os cones de tufos surtseianos são também designados por “cones de tufos palagoníticos” por alguns autores.

Refira-se, neste contexto, que a obsidiana corresponde a um vidro vulcânico (de cor negra ou cinzento escuro, brilho vítreo e fractura concoidal) associado a magmas muito siliciosos (riolíticos), pelo que está frequentemente presente quer em níveis superficiais/externos de domos e coulées, quer em escoadas piroclásticos (e.g. fiammes).

formas vulcânicas: génese e principais características

O conjunto de formas que compões o modelado vulcânico é muito rico e diversificado. Por uma questão de sistemática, as principais formas vulcânicas são usualmente separadas em cinco grupos: as formas originadas pela emissão de escoadas lávicas, as resultantes da acumulação de materiais piroclásticos, as formas mistas, as depressões vulcânicas e as formas subvulcânicas.

formas resultantes da emissão de escoadas lávicas

No conjunto das formas originadas pela emissão e acumulação de uma ou de várias escoadas lávicas (Fig_31) incluem-se os vulcões em escudo (ou shield volcanoes) que se formam principalmente devido a erupções basálticas efusivas e que correspondem a formas cónicas achatadas, muito extensas e com declives suaves, que variam de 4 a 6º. Apresentam um contorno circular ou elíptico, em planta e, em perfil, assemelham-se aos antigos escudos de armas, daí a sua designação.

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Fig_30. Tufo hialoclastítico (cinzas/lapilli) de origem surtseiano. Notasse a coloração amarela-acastanhada, a compacidade e a estratificação. Zona balnear da Preguiça, Velas, S. Jorge, Açores.


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A sua forma resulta do empilhamento de várias escoadas de lava basáltica, pouco espessas, e que são emitidas, quer de um mesmo centro emissor no topo do vulcão, quer a partir de fissuras. No primeiro caso (como acontece nos escudos islandeses) os edifícios vulcânicos são mais ou menos circulares, enquanto que no segundo caso (como acontece no Havai) os vulcões em escudo apresentam contorno mais irregular e alongado.Os vulcões em escudo correspondem aos maiores aparelhos vulcânicos da Terra. No topo dos shield volcanoes, especialmente no Hawaii, são comuns crateras ou caldeiras de colapso, conferindo ao vulcão um aspecto achatado. A ocorrência de emissões lávicas nos flancos do cone contribui, também, para a sua forma achatada.Os domas (ou domos), por seu turno, formam-se quando a lava é muito viscosa e tem dificuldade em fluir. Tende, então, a acumular-se directamente sobre a conduta ou a abertura emissora (vent), dando relevos de vertentes muito declivosas (Fig_32). Alguns domas estão associados à asserção de material sólido ou parcialmente sólido que obstrui a cratera ou as zonas terminais da conduta. Neste caso designam-se por plug domes ou “domas-chaminé”.

As principais características destas formas vulcânicas são: vertentes muito declivosas, ausência de uma cratera e um contorno circular ou oval, em planta, tal como se pode observar no doma de Castelo Branco na Ilha do Faial (Fig_33)

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Fig_32. Representação esquemática dos principais tipos de domas. In: Ollier, 1998.

Fig_31. Empilamento de escoadas lávicas no portinho da fajã da Queimada, S. Jorge, Açores.


Os domas evidenciam frequentemente uma estrutura rochosa interna segundo camadas concêntricas (relacionadas com o crescimento do doma) e níveis mais externos compostos por material muito fragmentado e solto, do tipo brechóide (crumble breccia), o qual resulta da facturação da crosta solidificada do doma, à medida que este cresce. (Fig_34)

Para além das formas atrás descritas, de dimensões mais ou menos importantes, as erupções de natureza basáltica (menos explosivas) e as escoadas lávicas daí resultantes (mais fluidas) são caracterizadas, morfologicamente, por um vasto conjunto de estruturas e micro-relevos, de entre os quais destaca:

1_ os pahoehoe toes, lóbulos convexos, com superfícies lisas, dimensões variadas e que estão associados ao mecanismo de avenço das escoadas pahoehoe (Fig_35). Resultam da injecção de lava fluida através de uma abertura que se abre na frente plástica da escoada, devido ao seu avanço.

2_ os tumuli (tumulus no singular), arqueamentos da crosta superficial das escoadas lávicas, com forma circular ou oval. Originam-se devido às pressões hidrostáticas exercidas no topo da escoada, já solidificada, pela movimentação inferior da lava, ainda líquida. Se a sua curvatura for muito acentuada, os tumuli podem fender-se e a lava pode mesmo ascender à superfície através destas aberturas.

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Fig_34. Doma com disjunção colunar na base e aspecto brechóide no teto. Ilha das Flores, Açores.

Fig_33. Doma traquítica. Castelo Branco, Faial, Açores.

Fig_35. Detalhe das escoadas pahoehoe que formam a fajã da Ribeira de Areia, S. Jorge, Açores.


3_ A presença de elevações alongadas, formando cristas, no topo das escoadas lávicas, as quais podem ter diferentes origens:

3.1_ as “cristas de pressão” (pressure ridges) ocorrem quando a crosta da escoada é levantada, ou arqueada, segundo um mecanismo idêntico ao descrito para os tumuli. Neste caso, a movimentação inferior da lava vai provocar uma pressão hidrostática suplementar no topo da escoada, arqueando-a segundo uma estrutura linear.

3.2_ as “cristas laterais” (lateral ridges) formam-se quando a parte central de uma escoada lávica sofre um abatimento, devido à drenagem da lava (Fig_36). Os bordos da escoada já solidificada e mais resistentes, não são afectados pelo abatimento e dão origem a duas cristas salientes, com uma depressão no meio (as lava trench).

3.3_ as spatter ramparts são também cristas alongadas, que resultaram da acumulação de spatterns, i.e “salpicos” de lava, com textura escoriácea e que, dado o seu estado plástico ao atingirem o solo, se apresentam soldados (welded) ou aglutinados entre si. A edificação desta “muralha de salpicos de lava” está relacionada com erupções fissurais, com projecção e acumulação de spattern para ambos lados da fissura.Por acumulação deste material, a forma pode evoluir para uma elevação cónica mais ou menos bem definida.

Estas elevações, que se designam por spattern cones, apresentam vertentes tendencialmente mais declivosas (Fig_37), dado o grau de aglutinação (e, logo, maior estabilidade) do material vulcânico que as constitui. Na Ilha do Pico podem observar-se diversos spattern cones, bem como os micro-relevos atrás referidos, dada a natureza basáltica do seu vulcanismo.4_ Os honitos, pequenos cones lávicos sem raiz, i.e., sem conduta profunda, com alguns metros de altura e formados por “salpicos” de lava, em resultado de explosões pequenas e pontuais que ocorrem à superfície de escoadas lávicas. Têm uma forma cónica bem definida e apresentam, em geral, uma abertura ou “boca” no topo (Fig_38). Refira-se, a propósito, que alguns autores usam os termos hornito e spatter cone como sinónimos.

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Fig_36. Colapso a parte central duma escoada lávica. Portinho da fajã de Sto. Amaro, S. Jorge, Açores.

Fig_37. Formação dum spattern cone. Havai.


5_ os deltas lávicos (fajãs lávicas), formam-se quando as escoadas avançam sobre um lago ou atingem o mar, provocando o recuo da linha de costa, como foi o caso do delta lávico da Fajã do Ouvidor (Fig_39), das Velas, da ribeira d’Areia, Sto. Amaro, Queimada, das Pontas, Penedia, Mero ou de Urzelina. Á superfície destes deltas podem ocorrer pseudocrateras ou cones litorais (formas que serão descritas posteriormente) e a erosão da frente do delta ou uma drenagem posterior conferem-lhe, muitas vezes, um aspecto digitado.

6_ As grutas ou túneis lávicos (típicos das escoadas pahoehoe), cujo mecanismo de formação pode ser explicado do seguinte modo: ao mesmo tempo que se movimentam ao longo de um declive, a superfície e os bordos das escoadas lávicas solidificam-se mais ou menos rapidamente (em contacto com o ar e as formações envolventes), enquanto que o seu interior continua líquido e a fluir. Uma vez terminado o fornecimento de lava a partir de montante e se a parte central da escoada for drenada forma-se um túnel total ou parcialmente aberto.Os túneis lávicos (também designados por túneis lávicos, grutas ou cavernas) são alongados na direcção do escoamento, podendo atingir vários quilómetros de comprimento por alguns metros de altura.O tecto é geralmente arqueado e as suas paredes podem apresentar estruturas salientes designadas por bancadas ou “balcões” (benches) e que testemunham antigos níveis de fluência da lava no interior do túnel (Fig_40). Na Ilha do Pico, a Gruta das Torres totaliza mais de 3500 metros de comprimento e apresenta vários níveis de bancadas. À superfície das escoadas surgem, por vezes, aberturas (skylights ou clarabóias), que estabelecem a transição entre a superfície e o interior dos túneis, e que correspondem a sectores abatidos do tecto do túnel.

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Fig_38. Relicto de um hornito. Preguiça das Velas, S. Jorge. Açores

Fig_39. Fajã lávica do ouvidor, S. Jorge, Açores

Fig_40. Bancada do túnel lávico da Gruta das Torres, Ilha do Pico, Açores.

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É comum existirem estalactites lávicas nos túneis, devido à solidificação de pingos de lava no interior do túnel ou, ainda, pela fusão do tecto da gruta: o calor dos gases que se libertam da superfície da lava líquida, e que se concentram junto ao tecto do túnel, provoca esta fusão (Fig_41). Estes pingos de lava podem acumular-se no solo da gruta originando estalagmites lávicas.

7_ Os algares vulcânicos correspondem, na sua maioria, a antigas condutas que foram completamente drenadas de lava, como é o caso dos algares de Santo Amaro (Fig_42), conhecidos popularmente como as “Bocas do Inferno”.

O estudo das cavidades subterrâneas (grutas e algares) revela-se de grande importância, na medida em que, para além do seu potencial interesse científico, didáctico e turístico, a presença de grutas e de algares condiciona a circulação profunda numa região e, como tal, interfere com o decurso da erosão.

formas resultantes da acumulação de piroclastos

As formas de relevo resultantes da acumulação de piroclastos (tefra) apresentam como característica mais importante a forma cónica nítida, como é o caso dos cones de escórias (scoria ou cinder cones) (Fig_43). São formados essencialmente por piroclastos basálticos soltos, com dimensões variadas (bombas, lapilli e cinzas), embora possam apresentar níveis intercalados de pequenas escoadas lávicas ou de spattern. Quando estes cones são constituídos, na sua maioria, por “salpicos de lava”, soldados, designam-se, como se viu, por spattern cones.

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Fig_41. Estalactites lávicas do túnel lávico da Gruta das Torres, Ilha do Pico, Açores.

Fig_42. Boca dum dos algares de Sto. Amaro, S. Jorge, Açores.


As suas principais características morfológicas (Fig_44) são uma forma cónica bem definida, os declives rectilíneos ou ligeiramente côncavos (com inclinações que raramente ultrapassam os 33º) e a presença, no topo do cone, de uma cratera de explosão, de perfil em taça ou funil. A região do “Complexo Vulcânico dos Picos” na Ilha de S. Miguel, corresponde a um vasto campo de cones de escórias e escoadas lávicas associadas.

Com dimensões muito variadas, os cones de escórias são usualmente estruturas monogenéticas, i.e. edificados durante uma única erupção vulcânica, quase sempre do tipo estromboliano. Podem ocorrer no seio de crateras ou caldeiras de edifícios principais ou nas suas vertentes exteriores, constituindo, neste caso, os designados cones adventícios, secundários ou parasitas.

Os cones de escórias podem evidenciar uma cratera múltipla e distribuir-se no terreno segundo alinhamentos mais ou menos bem definidos (Fig_44), uma vez que a sua edificação é controlada pela tectónica da região, nomeadamente a existência de fracturas ou fissuras. Deste modo, conhecida a sua distribuição espacial e os alinhamentos pelos cones de escórias, poder-se-ão obter importantes indicações acerca do sistema regional de fracturas.Estas formas vulcânicas têm, regra geral, uma forma circular, em planta, mas podem apresentar-se alongadas ou em ferradura. Esta última resulta, quer da destruição de um dos flancos do cone por uma escoada lávica, quer de uma acumulação dos piroclastos controlada por ventos fortes e com direcção constante, quer, ainda, devido à movimentação dos tefra ao longo da vertente, durante a eupção. Para além de ser fortemente condicionada pelas características da erupção que lhe está na origem, a forma dos cones de escórias está também relacionada com a sua idade e com o modo como actuaram os processos erosivos.

Os cones de pedra-pomes são estruturas cónicas muito semelhantes às descritas anteriormente, mas, nesse caso, resultam de erupções moderadamente explosivas de magmas ácidos. São formados por

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Fig_44. Representação esquemática dos principais tipos cones de escórias. In: Ollier, 1998.

Fig_43. Cones de escórias alinhados. Pico da Esperança, S. Jorge, Açores.


pedra-pomes e cinzas pomíticas, têm normalmente um diâmetro basal superior ao dos cones de escórias e as suas vertentes são menos declivosas, dada a maior explosividade das suas erupções.

Os cones de tufos (tuff cones) são também designados por cones de hialoclastitos, e estão frequentemente associados a erupções basálticas surtseianas, do tipo freatomagmático (Fig_45). A explosividade associada a estas erupções resulta do facto da conduta se situar em águas pouco profundas, na maioria dos casos no mar (caso do vulcão Taal, nas Filipinas).Estas formas de relevo evidenciam frequentemente uma forma cónica bem definida, como é o caso, entre muitos outros, do Ilhéu de Vila Franca, na Ilha de S. Miguel, do Monte Guia (Faial), do Monte Brasil (Terceira) e do Morro Grande das Velas e do Morro de Lemos na Ilha de S. Jorge. Os cones de tufos evidenciam alguns aspectos particulares: uma grande compacidade, uma estratificação nítida e, quando alterados, os piroclastos submarinos que os constituem, adquirem uma coloração típica, amarelada ou acastanhada, devida a uma palagonitização do vidro vulcânico. Por este motivo estas formas foram também designadas por “Cones de Tufos Palagoníticos”

As pseudocrateras são pequenos cones que não possuem conduta e que se formam quando as escoadas lávicas atingem um lago ou, simplesmente, flúem sobre superfícies muito encharcadas, o que é frequentemente na Islândia. Nestas condições, o contacto da base da escoada com a água dá origem a pequenas explosões, devido ao vapor de água aprisionado sob a lava. Estas explosões levam à acumulação de piroclastos, fragmentos de hialoclastito e spatters, sob a forma de um pequeno cone. Quando a escoada atinge o mar, tais elevações recebem a designação de cones litorais. As pseudocrateras e os cones litorais são comuns à superfície dos deltas lávicos, como é o caso do pequeno cone existente sobre o delta lávico da Ferraria (S. Miguel) ou o Pico do Areeiro de onde saíram os materiais que construíram o delta lávico do Ouvidor. Dadas as suas características morfogenéticas, estas formas vulcânicas podem constituir importantes indicadores paleoambientais.Em regiões topograficamente irregulares, as escoadas piroclásticas (associadas a erupções vulcânicas muito explosivas, de magmas ácidos) vão ocupar preferencialmente o fundo dos vales, aplanando-os e afectando a sua rede de drenagem. Distinguem-se, assim, dos depósitos piroclásticos de queda, os quais cobrem mais ou menos uniformemente a superfície topográfica existente, suavizando os declives.

formas mistas

A forma mista mais comum é o estratovulcão (stratovolcano), também designado por vulcão compósito, na medida em que é formado por níveis piroclásticos intercalados com níveis lávicos. Estes vulcões constituem a maioria dos grandes vulcões terrestres e, como mostra o esquema da página seguinte, a sua estrutura interna é normalmente bastante mais complexa do que uma simples alternância de tefras e escoadas lávicas.A inclinação das suas vertentes varia em função do ângulo de equilíbrio dos piroclastos (o qual depende, nomeadamente, da dimensão destes materiais), enquanto que os níveis lávicos são os responsáveis pela resistência e capacidade de suporte do edifício vulcânico. São comuns inclinações das vertentes de 20º a 30º, em altitudes de alguns quilómetros. Como exemplos elucidativos pode-se citar o Fuji (no Japão), o Etna (na Itália) ou o vulcão do Pico, nos Açores.Muitos estratovulcões, como é o caso da Montanha do Pico, resultaram de frequentes erupções no topo do vulcão, designadamente numa cratera ou caldeira. Deste modo, o cone adquire um perfil muito simétrico, um contorno circular e uma altitude importante.O declive das suas vertentes é constante ou aumenta progressivamente para o topo, como é o caso da Montanha do Pico. Na base passam gradualmente à paisagem circundante. A erosão fluvial dos estratovulcões origina vales com padrão mais ou menos radial, os quais podem vir a ser ocupados por escoadas lávicas posteriores.

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Fig_45. À direita; Cone de tufos. Morro Grande das Velas, S. Jorge, Açores. À esquerda: detalhe do depósito de queda surtseiano do Morro Grande das Velas.


depressões vulcânicas

Estudaram-se, até agora, formas construtivas geradas pelo vulcanismo, mas, como se referiu, as erupções vulcânicas são também responsáveis pelo aparecimento de formas de relevo negativas, ou depressões vulcânicas, que se formam devido a explosões vulcânicas, que se formam devido a explosões e a colapsos. As depressões de menor dimensão são as crateras e as de maiores dimensões são denominadas de caldeiras. O limite entre umas e outras é arbitrário e varia de autor para autor, sendo normalmente fixado para diâmetros de uma milha terrestre, ou seja cerca de 1,5 quilómetros.

As crateras apresentam formas e dimensões muito variadas e são sobretudo de dois tipos:

1_ as crateras de explosão localizam-se no topo dos cones piroclásticos (cones de escórias, cones de pedra-pomes, etc) e dos estratovulcões. Tornam-se devido à incapacidade do cone em se edificar directamente sobre a abertura emissora, face às contínuas explosões que aí ocorrem, durante a erupção, e que projectam os materiais piroclásticos que tendem a acumular-se directamente a “boca”.

Apresentam um contorno circular, alongado ou em ferradura e, em corte, têm a forma de um cone invertido ou em taça. A forma em taça resulta da remoção dos detritos das suas vertentes pelas águas de escorrência, os quais se vão acumular no fundo da depressão, aplanando-a. A formação de um nível impermeável que retenha as águas de escorrência permite o aparecimento de lagoas ou charcos.

Os maars constituem um tipo particular de crateras de explosão, que apresentam como principal característica morfológica o facto de constituírem, quase sempre, formas de relevo “encaixadas” no nível geral da região circundante. De vários tipos, os maars são mais extensos do que profundos e normalmente não têm associado um cone vulcânico bem definido. As suas características diagnosticas incluem, ainda, uma forma circular, vertentes rochosas íngremes e um fundo plano, que está muitas vezes ocupado por lagos, como é o caso do maar da Lagoa do Congro, na Ilha de S. Miguel.

Estas crateras têm origem em explosões freatomagmáticas, quando há contacto de magma em ascenção com águas superficiais ou com níveis freáticos existentes nas rochas sobrejacentes, quer estas sejam vulcânicas ou não. A região circundante apresenta-se normalmente aplanada e certos maars são rodeados por um pequeno anel de fragmentos, incipiente e pouco elevado: são, neste caso, designados por tuff rings ou “anéis de tufos”

2_ as crateras de colapso (pit craters) são muito comuns nos vulcões em escudo e caracterizam-se por contornos circulares ou elípticos, pelas suas vertentes muito declivosas ou verticais, e por não evidenciarem qualquer acumulação externa de materiais piroclásticos (Fig_46).

As pit craters (ou “crateras-poço”) resultam do colapso de segmentos da superfície do vulcão, devido à drenagem de magma basáltico da conduta e de níveis superiores da câmara magmática. Drenado o magma, o tecto da câmara abate (por blocos ou como um todo), incapaz de suster o peso das formações superiores. Crateras deste tipo podem ser observadas na Ilha do Pico, associadas, nomeadamente a erupções secundárias na Montanha.

No caso das crateras-poço o magma emitido é de natureza basáltica e o fundo da depressão é muitas vezes ocupado por um lago de lava ou por escoadas lávicas mais recentes.

Ao contrário das depressões anteriores, a formação das grandes caldeiras de subsidência, está associada a magmas ácidos e a erupções do tipo pliniano, muito explosivas e violentas, nas quais são emitidas grandes quantidades de pedra-pomes, cinzas e escoadas piroclásticas, num curto intervalo de tempo.

Apesar de estarem associadas a explosões mais ou menos violentas, estas caldeiras não resultam, directamente, da destruição do cone pela explosão. Resultam sim, da emissão repentina de grandes volumes de material durante a erupção e da subsidência do topo do edifício vulcânico, ao longo de fracturas, em consequência do rápido esvaziamento da câmara magmática: o topo da montanha perde capacidade de suporte e sofre um abatimento segundo uma série de enormes blocos.

A grande maioria das caldeiras dos Açores formou-se por este processo, como é o caso da caldeira das Sete Cidades, na Ilha de S. Miguel, ou da caldeira de Santa Bárbara, na Terceira. As vertentes abruptas e os contornos regulares constituem algumas das suas características principais. As suas formas e dimensões estão condicionadas pela configuração da câmara magmática, pela morfologia do edifício vulcânico e pelas falhas existentes.

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Diversas caldeiras deste tipo não se formaram de uma única vez. Neste caso, a depressão actual resulta de várias erupções explosivas moderadamente violentas e o desnível que actualmente se observa corresponde ao somatório de várias subsidências parciais.

As caldeiras de erosão recebem a designação de “caldeira” porquê são, igualmente, grandes depressões existentes nas regiões vulcânicas, mas na verdade, não estão directamente associadas a uma erupção vulcânica. Resultam, pelo contrário, de uma acção erosiva intensa, sobretudo fluvial, a qual vai aumentar as dimensões de outras depressões já existentes, como por exemplo vales fluviais, crateras e caldeiras vulcânicas, etc. A coalescência de várias destas áreas profundamente erodidas dá origem a estas grandes depressões, normalmente com forma triangular e no seio das quais correm cursos de água mais ou menos importantes.

Existem muitos outros tipos de caldeiras, como as caldeiras ressurgentes e as caldeiras do tipo Glen Coe (ou de “subsidência em caldeirão”).

As depressões vulcânicas podem igualmente apresentar-se bastante alongadas. Estão neste caso as fissuras abertas, ou riftes, típicos de regimes tectónicos distensivos e que se localizam, nomeadamente, nos limites divergentes das grandes placas litosféricas, como é o caso do Rifte de Afar, em África.Os grabens vulcânicos são igualmente depressões alongadas e correspondem a sectores abatidos entre falhas normais, mais ou menos paralelas. Os grabens de Pedro Miguel (Ilha do Faial) e da Praia da Vitória (Ilha Terceira), constituem os exemplos mais espectaculares das ilhas dos Açores. Estas depressões estão associadas quer à drenagem de magma da câmara magmática quer às distensões que afectam os edifícios vulcânicos (controladas ou não pela tectónica regional).

formas subvulcânicas

As formas vulcânicas atrás descritas, quer as construtivas quer as destrutivas, resultam de uma actividade extrusiva. Contudo, a actividade vulcânica também é caracterizada pela formação de estruturas subvulcânicas, implantadas em profundidade. Apesar disso, estas formas subvulcânicas podem constituir actualmente relevos residuais importantes, devido ao facto da erosão ter atingido níveis bastante profundos.

É o caso das chaminés (necks) que correspondem ao preenchimento da conduta por materiais vulcânicos. Após a acção dos agentes erosivos e consequente remoção dos materiais menos resistentes envolventes, as chaminés apresentam-se como relevos residuais salientes (Fig_13), com forma circular e vertentes muito declivosas. Quando presentes, as juntas são verticais ou em leque.

Os filões correspondem a fendas ou fracturas preenchidas por magma. Dispõem-se discordantemente em relação às rochas encaixantes (Fig_47 i Fig_48), frequentemente com inclinações elevadas e podem não estar directamente associados a um edifício vulcânico.

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Fig_46. Diagrama ilustrativo da formação das grandes caldeiras de subsidência, como é do caso da Caldeira das Sete Cidades: a figura de em cima mostra a fase pré-eruptiva, em baixo desta mostra-se a fase inicial da erupção, com escoadas piroclásticas a movimentarem-se ao longo dos flancos do vulcão. Logo vemos a situação posterior à erupção e em baixo a fase actual, após erupções intracaldera e a ocupação da depressão por um lago (In: MacDonald, 1972.)


Os filões têm dimensões muito variadas, podendo apresentar uma disjunção colunar horizontal (perpendicular às superfícies de arrefecimento) (Fig_49).

Por erosão diferencial dos materiais envolventes, erguem-se abruptamente em relação à região envolvente, formando autênticas “muralhas” (Fig_50).

Nos estratovulcões e nos vulcões em escudo, os filões podem implantar-se segundo um padrão radial em relação ao centro do cone. Este padrão é evidenciado, nos vulcões recentes, por alinhamentos de cones secundários.

As soleiras (sills) são corpos rochosos tabulares, concordantes com as formações encaixantes e em geral horizontais (excepto se estão afectadas por basculamentos tectónicos).

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Fig_50. “Muralha” formada por um filão concordante ao plano de erosão, fajã de João Dias, S. Jorge, Açores.

Fig_49. Disjunção horizontal perpendicular à superfície de arrefecimento num dos filões localizados na fajã da Caldeira de sto. Cristo, S. Jorge, Açores.

Fig_47. Filão em direcção quase vertical, ribeira da fajã de São João, S. Jorge, Açores.

Fig_48. Filões dispostos em varias direcções. Ponta dos Rosais, S. Jorge, Açores.


As soleiras formam-se por injecção de magma ao longo dos planos de acamação das rochas encaixantes (normalmente rochas sedimentares), mas ocorrem também entre os vários níveis de acumulação nos estratovulcões e nos vulcões em escudo. Estas estruturas são comuns no arquipélago de Cabo Verde e quando erodidas dão normalmente uma morfologia do tipo mesa.Estes corpos intrusivos poderão ser confundidas com escoadas lávicas, mas distinguem-se destas por afectarem termicamente as formações inferiores e as rochas superiores e por as escoadas, nomeadamente as do tipo aa, apresentarem um topo e uma base compostos por material escoriáceo e fragmentado (Clinker).

meteorização e erosão das rochas vulcânicas

Uma vez cessada a actividade vulcânica, as rochas daí resultantes vão ficar sujeitas à acção dos processos normais de meteorização e erosão. A actuação destes processos normais de meteorização e erosão. A actuação destes processos é condicionada por diversos factores, em que os mais importantes são a natureza do material emitido, o clima e a topografia, a drenagem da região e o tempo de actuação destes processos. Contudo, as rochas vulcânicas dão tipos de alteração e formas erosivas que são características e que importa, por isso, estudar.

alteração e solos

As argilas constituem o principal produto final da alteração das rochas vulcânicas. Em termos gerais, verifica-se que quer o feldspato quer os minerais ferromagnesianos são facilmente alterados em minerais de argila, com a sílica e as bases a serem lixiviadas em solução. A alteração das rochas vulcânicas vai afectar sobretudo a hidrologia da região, tornando-a menos permeável, e condiciona o decurso da erosão, na medida em que, na maioria dos casos, origina um nível móvel, que é facilmente erodido.

As escoadas lávicas subaéreas apresentam uma sequência de alteração típica, que se inicia com a erosão das suas zonas externas mais fragmentadas (p.e. constituídas por clinker).

Nas escoadas lávicas basálticas, sobretudo naquelas que evidenciam uma disjunção prismática, os estados de alteração mais avançados são evidenciados por uma disjunção esferoidal, ou em bolas (Fig_51), cuja progressão é igualmente facilitada pela existência de juntas horizontais (lajes) no seio da escoada.

Nas fases seguintes de alteração, já sem disjunções, a rocha transforma-se, primeiro, num saibro mais ou menos grosseiro, por arenização e, finalmente, dá-se a argilização da rocha.

Refira-se a propósito que, enquanto a disjunção prismática, ou colunar (que é perpendicular às superfícies de arrefecimento) está relacionado com contracções que se geram no seio das escoadas, aquando do arrefecimento e solidificação da lava, a disjunção em lajes é paralela às superfícies de escoamento e traduz a fluência da lava (Fig_52).

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Fig_51. Disjunção esferoidal ou em “bolas”. Santo Antão, S. Jorge, Açores.

Fig_52. Disjunção colunar ou prismática. Salienta-se o facto que a direcção das colunas é perpendicular à superfície de arrefecimento. Fajã do Ouvidor, S. Jorge, Açores.


Nesse contexto assume primordial importância a actuação de uma alteração química, nomeadamente dos fenómenos de hidrólise dos silicatos.É assim possível que mantos lávicos, por vezes muito espessos, sejam totalmente transformados numa formação argilosa, como foi o caso das formações lávicas do conhecido “deserto” da Faneca, na ilha de Santa Maria.

Como se disse, o clima exerce um importante control no processo de alteração das rochas vulcânicas. Em climas temperados, com insuficiência de drenagem, as bases são retidas, forma-se uma argila montemorilonítica e os carbonatos podem precipitar. O resultado final é um solo castanho, denso e rico em bases.

Há toda uma variedade, função dos factores que condicionam a sua formação, e que já foram referidos, aos quais podemos adicionar o importante papel desempenhado pelos factores biológicos.Contudo, o solo vulcânico vulgarmente mais citado é o “andossolo” ou, numa tradução literal, “solo escuro”. É formado pela alteração dos materiais piroclásticos (sobretudo cinzas) e é constituído essencialmente por uma argila amorfa silico-aluminosa hidratada: a alofana. O andossolo caracteriza-se por um horizonte A espesso, pouco denso, de cor negra e rico em húmus, por um horizonte B pouco desenvolvido e um horizonte C composto pela formação (cinzas) não alterada.

Em termos muito gerais, pode dizer-se que os produtos basálticos dão solos muito férteis e muito produtivos e que os piroclastos, dada a sua maior porosidade, são mais facilmente alterada.

Em termos muito gerais, pode dizer-se que os produtos basálticos dão solos muito férteis e muito produtivos e que os piroclástos, dada a sua maior porosidade, são mais facilmente alterados.

No caso particular dos depósitos de piroclásticos basálticos, nomeadamente nos cones de escórias, é comum os tefras apresentarem uma coloração avermelhada ou amarelada, a qual resulta de uma alteração química, mais precisamente de uma oxidação e hidratação dos minerais ferromagnesianos, como é o caso da magnetite.

dinâmica das vertentes vulcânicas

A morfogénese das vertentes está intimamente associada à meteorização, aos processos pedogenéticos e aos movimentos de massa.

Tendo já sido abordados os dois primeiros aspectos, passa-se agora em revista o importante papel desempenhado pelos movimentos de massa nas regiões vulcânicas, nomeadamente como agentes responsáveis pela formação de depósitos epiclásticos.

Os desmoronamentos ou desabamentos (rockfall) e a queda de blocos afectam sobretudo os bordos escarpados das escoadas lávicas e das escoadas piroclásticas (ignimbritos) soldadas e são facilitados pela existência de uma disjunção colunar. O alargamento das fissuras dos prismas leva ao recuo de uma cornija, com a formação de um depósito caótico, de blocos com dimensões e formas muito variadas.As avalanches são também comuns nas vertentes vulcânicas (iniciando-se por vezes na queda livre de uma porção da vertente) e podem estar associadas directamente a erupções vulcânicas, devido ao colapso de uma parte da superfície do vulcão.Os cones de escórias e, de um modo geral, todas as vertentes formadas por piroclastos soltos, vão ser afectadas por escorregamentos ou fluxos de grãos (grain flow), os quais são mais eficazes nas vertentes inclinadas e sem vegetação.Sempre que se ultrapassa o ângulo de repouso dos grãos ou detritos, os materiais vão movimentar-se espontaneamente ao longo da vertente, rolando e escorregando ao longo desta, acumulando-se sobretudo na sua base.Formam-se, assim, os cones e os taludes de detritos (scree slopes), os quais são comuns na base dos cones de escórias, dos estratovulcões, no interior das crateras de explosão e das caldeiras, bem como ao longo de arribas e escarpas de falha.Os deslizamentos ou escorregamentos (landslides) são particularmente importantes ao longo da linha de costa e ao longo de vales fluviais (Fig_53). Afectam sobretudo vertentes rochosas e resultam de uma acção erosiva na base da vertente.

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Perdendo suporte, as formações superiores movimentam-se ao longo do declive sob acção do seu próprio peso, constituindo um depósito de gravidade com topo aplanado e em forma de degrau ou rechã, que nos Açores são designados por Fajãs.

Este fenómeno é muito comum nas ilhas Flores e S. Jorge, onde existem arribas imponentes, constituindo o principal mecanismo responsável pelo recuo da linha de costa. A estas fajãs (“de talude ou detríticas” (Fig_54)) contrapõem-se as “fajãs lávicas” (Fig_39), quando uma escoada lávica avança mar a dentro, como é o caso da fajã lávica dos Mosteiros, na Ilha de S. Miguel, ou fajãs como a do Ouvidor, Velas, Urzelina, Queimada, etc… na ilha de S. Jorge.

Os deslizamentos dão-se preferencialmente ao longo dos níveis de separação entre escoadas lávicas, e a sequência estratigráfica original é muitas vezes preservada no depósito de gravidade final.

Quando os movimentos deste tipo são de pequena magnitude, quando afectam formações detríticas móveis e quando se envolvem alguma água, são designados por quebradas (slumps). As quebradas estão quase sempre associadas a chuvadas intensas.Os movimentos de massa mais importantes nas vertentes vulcânicas são sem dúvida, as movimentações das vertentes devido a fenómenos de solifluxão.

Estes fenómenos são os responsáveis pela formação dos Lahars, i.e. mud flows (onde os detritos grosseiros estão ausentes ou poço representados) e debris flows (com elementos finos e grosseiros) de natureza vulcânica.

Os fenómenos de solifluxão (liquefação) ocorrem quando as formações detríticas, sobretudo cinzas, são saturadas em água e tornam as vertentes instáveis. Ultrapassando o limite de liquidez da formação, esta vai movimentar-se ao longo da superfície do vulcão, sob a forma de “escoadas (ou fluxos) de lama” ou de “escoadas detríticas”. Os depósitos daí resultantes, ou seja os lahars, podem, então, ser formados por materiais finos e grosseiros (em percentagens variáveis), com mau sorting e podem incluir blocos de grandes dimensões, troncos de árvores, etc., arrancados ao substrato e elevados na enxurrada.

Os lahars podem estar directamente associados a uma erupção vulcânica ou, pelo contrário, podem ocorrer independentemente de um episódio eruptivo. No primeiro caso – os lahars primários - formam-se, por exemplo, devido às grandes chuvadas que acompanham muitas erupções vulcânicas explosivas, devido ao transbordo de um lago por uma abertura que se forma na depressão em consequência da erupção ou, ainda, devido ao transbordo de um lago por uma abertura que se forma na depressão em

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Fig_53. Escorregamento acivado por causa de fortes chuvadas, fajã da Caldeira de Sto. Cristo, S. Jorge, Açores.

Fig_54. Fajã detrítica. Fajã de João Dias, S. Jorge, Açores.


consequência da erupção ou, ainda, devido à rápida fusão de gelos e neve (glaciares) acumulados nas encostas de um vulcão em actividade, como sucedeu em 1985, no vulcão Armero, na Colômbia.

No segundo caso – os lahars secundários – a movimentação de materiais vulcânicos previamente saturados em água (logo instáveis), pode dar-se na sequência de um abalo sísmico, como terá acontecido na destruição de Vila Franca do Campo (S. Miguel), devido ao sismo de Outubro de 1522.Movimentos de massa deste tipo podem ocorrer, também, na sequência de precipitação excepcionalmente elevada, como aconteceu na região das Furnas (Fojo) em Abril de 1996.

As slumping marks são estruturas semelhantes a dobras que devem a sua origem a fenómenos de solifluxão (com deformação plástica) a menor escala. Podem ser observadas, por exemplo, nos cones de tufos (como é o caso dos bonitos exemplares no Monte Guia, na Ilha do Faial) e em depósitos pomíticos saturados em água, que se depositaram em vertentes com uma certa declividade.Na morfogénese das vertentes vulcânicas é de referir, ainda, o importante papel desempenhado pelos processos morfogenéticos pluviais, nomeadamente da escorrência superficial, a qual é responsável por um ravinamento mais ou menos intenso das vertentes. Neste tipo de processos, assume primordial importância a existência, ou não, de uma cobertura vegetal protectora, que impeça a concentração das águas e, consequentemente, estabilize a vertente.Neste domínio, será de destacar o papel que poderá ser desempenhado pelo Homem, quer positivamente (promovendo a florestação ou reflorestação das vertentes), quer negativamente, destruindo o coberto vegetal e expondo as formações geológicas detríticas e móveis à acção dos agentes erosivos.

enquadramento geodinâmico e geológico dos Açores

O arquipélago dos Açores, de origem vulcânica, encontra-se no Atlântico Norte, entre 36°55' e 39°43' de latitude norte e 24°46' a 31°16' de longitude oeste e é formado por 9 ilhas e alguns ilhéus. Emerge de uma área com forma grosseiramente triangular, denominada Plataforma dos Açores, definida pela batimétrica dos 2000 metros (Needham & Francheteau, 1974). Dada a distribuição geográfica das ilhas, estas agrupam-se da seguinte forma: Flores e Corvo - grupo Ocidental; Faial, Pico, Graciosa, São Jorge e Terceira - grupo Central; São Miguel e Santa Maria – grupo Oriental (Fig_55).

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Fig_55. Localização geográfica do arquipélago

dos Açores e representação esquemática

da Plataforma dos Açores (modificado de Luis et al.

1994, Nunes, 1999).


As principais estruturas tectónicas que afectam a Plataforma dos Açores são: a Crista Média Atlântica (CMA) (Fig_56); a Zona de Fractura Norte dos Açores (ZFNA); a Zona de Fractura Este dos Açores (ZFEA); a Zona de Fractura Oeste dos Açores (ZFWA) e o Rifte da Terceira (RT) (Fig_57).

A CMA separa a placa americana das placas eurasiática e africana, apresentando uma direcção N10E a norte do ponto de latitude 38°50'N, a partir do qual inflecte para sul com a direcção N10E - N20E (Searle, 1980). Ao atravessar o extremo W da Plataforma dos Açores, entre as ilhas das Flores e Faial, a CMA perde definição batimétrica (Ridley et al., 1974; Feraud et al., 1980), sendo a sua localização apenas inferida pela distribuição de sedimentos marinhos e das anomalias magnéticas (Krause & Watkins, 1970; Searle, 1980).

A ZFNA situa-se a 39º 30’ de latitude norte, na região em que a CMA está desviada para leste. A referida estrutura, de direcção aproximada E-W, parece corresponder, segundo Searle (1980), a uma fractura sem características de falha transformante. A ZFEA desenvolve-se com uma direcção sensivelmente E-W e estende-se desde Gibraltar até à CMA, que intercepta aos 38°N (Krause & Watkins, 1970; Abdel-Monem et al., 1975). Laughton et al. (1972) propuseram a designação de Falha da Glória para o segmento da ZFEA que se estende desde Gibraltar até às proximidades de Santa Maria, a 36°48'N e 24°30'W. Este segmento é activo em quase toda a sua extensão (Udías, 1980). O estudo dos mecanismos focais permitiu concluir que a Falha da Glória apresenta movimentos do tipo desligamento direito ao longo de toda a extensão, excepto na zona do Golfo de Cádiz, onde possui uma componente compressiva N-S (Mckenzie, 1970). Segundo alguns autores, o segmento da ZFEA que se estende para W de Santa Maria até à CMA, com direcção E-W, é sismicamente activo (Krause & Watkins, 1970; Forjaz, 1983 in Forjaz, 1997a; Nunes, 1991; Forjaz, 1994). No entanto, outros autores argumentam que este segmento é inactivo (Laughton & Whitmarsh, 1974; Searle, 1980; Madeira & Ribeiro, 1990), ou quase inactivo (Udías, 1980; Buforn et al., 1988). A ZFWA desenvolve-se partir da latitude 38ºN e da longitude 32ºW e, embora com um ligeiro deslocamento para N, parece corresponder ao prolongamento da ZFEA para W da CMA (Krause, 1965).

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Fig_57. Principais estruturas geodinâmicas da região Açores. CMA - Crista Média Atlântica; ZFNA - Zona de Fractura Norte dos Açores; ZFEA - Zona de Fractura Este dos Açores; ZFWA - Zona de Fractura Oeste dos Açores; RT - Rifte da Terceira; FG - Falha da Glória; MA - Microplaca dos Açores; EU - Placa Eurasiática; AF - Placa Africana; AM Placa Americana (in França, 2000).

Fig 56_ Vista aérea (esquerda) e tomográfica (direita) da Crista Meso-

Atlântica. Centro de Vulcanología e Avaliação

de Riscos Geológicos doa Açores.


Esta estrutura é por vezes também designada, embora incorrectamente, por Zona de Fractura do Pico (Laughton & Whitmarsh, 1974; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988). Segundo Krause & Watkins (1970) trata-se de uma estrutura sismicamente inactiva, desconhecendo-se contudo a razão da actual inactividade (Ridley et al., 1974). O RT estende-se desde o extremo oeste da Falha da Glória, com uma direcção WNW-ESSE, até à ZFNA, que intercepta aos 39º 20´N e 28º 50´W (Searle, 1980). Sismicamente activo, coincide com o sistema de fracturas evidenciado pelo alinhamento das ilhas de São Miguel, Terceira, Graciosa e pelas bacias escalonadas (em echelon) que as intercalam (Searle, 1980). A dinâmica geoestrutural da região onde se insere o arquipélago dos Açores é, pois, fortemente condicionada pelo facto de se tratar da zona de confluência das placas litosféricas africana, americana e eurasiática (ponto triplo dos Açores), o que constitui um quadro geotectónico complexo e, em certos aspectos, controverso (Agostinho, 1932, 1935 e 1936; Machado, 1959a; Krause, 1965; Krause & Watkins, 1970; Mckenzie, 1970; Laugthon et al., 1972; Machado et al., 1972; Mckenzie, 1972; Udías & Arroyo, 1972; Laugthon & Whitmarsh, 1974; Ridley et al., 1974; Abdel-Monem et al., 1975; Udías et al., 1976; Feraud et al., 1980; Searle, 1980; Udías, 1980; Ribeiro, 1982; Forjaz, 1983, (in Forjaz, 1997a), Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988; Madeira & Ribeiro, 1990; Miranda et al., 1991; Forjaz, 1994; Luis et al., 1994; Miranda & Luis, 1995; Lourenço et al., 1998; Forjaz, 1999a) o que tem conduzido à idealização de vários modelos geodinâmicos para a região. Estes modelos são concordantes relativamente ao limite estabelecido pela CMA entre a placa americana e as placas eurasiática e africana, bem como ao limite entre as placas eurasiática e africana definido pela Falha da Glória. As divergências surgem na definição do limite entre estas duas placas na região compreendida entre o sector a W da Falha da Glória e a CMA. Deste modo, para alguns autores (Krause & Watkins, 1970; Udías & Arroyo, 1972; Udías et al., 1976; Udías, 1980; Udías et al., 1986; Buforn et al., 1988), este limite materializa-se pelo RT (uma estrutura distensiva pura) o que implicaria uma junção tripla do tipo RRR. Outros investigadores (McKenzie, 1972; Laughton & Whitmarsh, 1974, Searle, 1980; Ribeiro, 1982) propõem que a ligação entre a CMA e a Falha da Glória ocorre através de uma estrutura do tipo leaky transform, com eixo centrado na ilha de São Jorge ou no canal entre as ilhas de São Jorge e do Pico. O modelo da microplaca dos Açores idealizado por Forjaz (1983, in Forjaz, 1997a), considera uma microplaca triangular limitada a W pela CMA, a S pela ZFEA e a NE pelo RT; de acordo com este autor o jogo de tensões criados nos últimos dois limites, conduziria a um regime de compressão oblíquo na Falha da Glória. Trabalhos recentes (Miranda et al., 1991; Luis et al., 1994; Miranda & Luis, 1995; Lourenço et al., 1998), sugerem que a região tem sido controlada pelas variações de movimento entre as placas americana, eurasiática, africana e a ‘microplaca dos Açores’, tendo ocorrido migração progressiva para norte da junção tripla. Assim, e de acordo com os últimos autores, este ponto teria migrado, num período anterior aos últimos 10 Ma, desde a ZFEA até à Zona de Fractura Princesa Alice, desta para a Zona de Fractura Açor, e actualmente para a Zona de Fractura do Faial, tendo esta migração mais recente sido responsável pela edificação (num ambiente de leaky transform) de duas das mais jovens ilhas do arquipélago: Faial e Pico (Fig_58).

Como consequência da sua localização, os Açores têm sido fortemente afectados por sismos. Essa actividade está bem documentada através de numerosos relatos históricos e, mais recentemente, através dos registos instrumentais (Fig_59).

Os sistemas Faial-Pico e Graciosa-Terceira-São Miguel são os principais elementos tectónicos geradores da sismicidade no arquipélago (Nunes, 1999). Machado (1948) refere a existência de uma periodicidade sísmica em ciclos maiores (de 32 anos) e menores (de 10.7 anos) que alternariam entre os sistemas Faial-Pico e Terceira-São Miguel, com um intervalo de 5 a 7 anos (Machado, 1973). Forjaz (1985 in Nunes et al., 1992) sugere um intervalo de recorrência típico de 7 a 9 anos para as crises sísmicas no arquipélago.

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Fig_58. Esquema simplificado da região dos Açores com as diferentes zonas de fractura. ZFF – Zona Fractura do Faial; ZFA – Zona de Fractura Açor; ZFPA - Zona Fractura Princesa Alice; ZFP - Zona Fractura do Pico (modificado de Luis et al., 1994).


geologia e geomorfologia da ilha de são jorge

A ilha de São Jorge desenvolve-se segundo a direcção WNW-ESE ao longo de 55 km, tem largura máxima de 6.75 km e 246 km2 de área. Nesta ilha distinguem-se duas regiões: uma oriental, com formas de relevo bem definidas e outra, ocidental, notoriamente mais antiga e formas esbatidas pela erosão (Fig_61). Ao longo da costa de São Jorge, contrastando com as arribas altas e escarpadas, observam-se com frequência formas aplanadas com cotas baixas, as fajãs, umas de natureza lávica e outras detríticas. Contrariamente às restantes ilhas do arquipélago, São Jorge não apresenta um aparelho vulcânico central, sendo o seu vulcanismo predominantemente do tipo fissural e efusivo, tendo originado essencialmente escoadas lávicas basálticas s.l. predominantemente do tipo aa e depósitos piroclásticos

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Fig_59. Cartas epicentrais dos Açores, referentes aos períodos 1980-1988 (a) e 1989-1998(b) (in Nunes, 1999).

Fig_60. Mapas de isossistas de sismos sentidos nos Açores desde o seu povoamento (modificado de Agostinho, 1927; Machado, 1949, 1959b; Machado & Forjaz, 1964, Machado, 1966; Machado & Silveira, 1982; Machado et

al., 1991; Nunes et al., 1999a; Senos et al., 1998).


que, de um modo geral, estão confinados aos cones de escórias (Forjaz & Fernandes, 1975; Madeira, 1998). Segundo estes autores, encontram-se também produtos vulcânicos associados a erupções freato-magmáticas e, de acordo com Madeira (1998), alguns depósitos de escoadas piroclásticas, anteriores ao povoamento. De interesse particular são as referências à ocorrência de nuvens ardentes durante as erupções de 1580 e 1808, em documentos da época (Weston, 1964; Krafft, 1993; Fig_62).

Materiais geológicos

No quadro geológico da ilha temos a considerar algumas rochas; ele compõe-se de rochas vulcânicas lávicas, materiais piroclásticos, tufos vulcânicos e de depósitos sedimentares de origem vulcânica que constituem os materiais dos escombros da base das encosas e vertentes, e os depósitos de desabamento das Fajãs de talude (Soares de Albergaria Moreira Lopez, M. E., 1970.);

1_ As rochas lávicas, em mantos de origem efusiva (Fig_52) ou em filões de tipo intrusivo que geralmente preenchem as chaminés e as fractura (Fig_47 até Fig_50), ou são basaltos ricos em feldspato, olivina e augite, por vezes até apresentando fenocristais desses minerais, ou são andesitos peridóticos e todos os termos intermédios andesito-basalto; são de uma maneira geral rochas muito ricas em plagióclase. Formações lávicas constituem o substrato de toda a ilha e a maior parte dos edifícios vulcânicos que ela comporta, regra geral alternando com camadas de escória e tufo. Mantos de lava recente das erupções históricas de 1580 e 1808 (Fig_61) podem-se também observar, formando os Mistérios das Velas, Manadas, Queimada e Urzelina.

2_ Nos materiais piroclásticos temos a considerar os materiais de projecção das fases explosivas (Fig_26), que constituem cones de escórias, ora mais finas ora mais grosseiras, com blocos e bombas vulcânicas, depósitos de cinzas e grandes quantidades de bagacina (escória de medida lapilli) que se podem observar, por exemplo, nos funis da erupção de 1808 (Fig_61) e em cortes de cones como o Pico dos Loiros e o da Calheta.

3_ Os tufos vulcânicos, resultantes da aglutinação dos produtos piroclásticos entram também na constituição de muitos edifícios vulcânicos. São notáveis os cones de tufos palagoníticos ou hialoclastitos das erupções submarinas periféricas às ilhas, que foram emergindo como é o caso do Morro de Lemos e do Morro Grande das Velas (Fig_45), onde o mar talhou o escarpado em que se pode observar o corte do cone, mostrando a estrutura interna do vulcão que teria emergindo depois de uma forte actividade explosiva. Hoje a chaminé deste vulcão é ocupada por um filão lávico, assim como algumas fracturas radiais do cone. Sobre a cratera primitiva instalou-se um cone de piroclastos recente. Todos os materiais referidos até aqui são de natureza

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Fig_61. Cartografia dos centros eruptivos de 1580 e 1808 da ilha de S. Jorge, indicando-se (sempre que é possível) a data dos eventos. Encontram-se representadas as estructuras tectónicas envolvidas naqueles episódios vulcânicos. As falhas que unem os centros eruptivos dos mistérios da Queimada e da Ribeira do Nabo são hipotéticas. A igreja e capelas representadas são as referidas no relato da erupção de 1808. (Madeira, J., 1998)


andesítico-basáltica; piroclastos traquíticos do tipo pedra pomes foram observados na Ponta dos Rosais, no Cabeço da Vigia e nas vertentes norte e noroeste do Monte Trigo, mais para o interior. Admite-se que estes produtos sejam de origem alóctone, provenientes da grande explosão traquítica da Caldeira do Faial, e trazidos pelas chuvas torrenciais que acompanharam essa explosão; o facto é que o calibre dos materiais no primeiro afloramento referido é maior que o calibre dos materiais do segundo afloramento que se encontra num mais largo raio de acção da Caldeira.

Complexos vulcânicos e erupções históricas

Segundo Machado & Forjaz (1968 in Madeira, 1998), a ilha está compreendida entre três unidades vulcano–estratigráficas, nomeadamente o Complexo Vulcânico das Manadas ou dos Terreiros, o Complexo Vulcânico dos Rosais e o Complexo Vulcânico da Serra do Topo (Fig_63). Poder-se-á ainda considerar uma quarta unidade (Fig_62), mais moderna, se tivermos em conta as Erupções Históricas de 1580, 1808 e a provável Erupção submarina de 1964 ao largo dos Rosais. Constituída por múltiples erupções, foi esta ilha ganhando forma, por eras diferentes, que atingiram milhões de anos.

-Complexo vulcânico do Topo_ situa-se na parte oriental e é predominantemente constituído por lavas basálticas, havaíticas e mugearíticas, do tipo aa, estando os piroclastos praticamente circunscritos aos cones estrombolianos. Assinala-se a presença de inúmeros filões de orientação NW-SE e WNW-ESSE. Observam-se, também, espessos solos de cobertura que, acima dos 700 m de altitude, se apresentam turfosos e saturados em água. Datações de K/Ar, obtidas por Feraud et al. (1980), apontam para que a actividade vulcânica deste complexo se tenha iniciado há mais de 600.000 anos.

-Complexo vulcânico dos Rosais_ à semelhança do complexo vulcânico anterior, integra escoadas lávicas, predominantemente do tipo aa, basálticas e havaíticas. Os piroclastos, com alteração evidente, para além de constituírem cones estrombolianos, estão simultaneamente dispersos entre aqueles, formando depósitos de naturaleza indiferenciada com alguma expressão. Nenhuma relação directa é observável entre os materiais deste complexo e os do Topo, uma vez que estes estão subjacentes aos do C.V. de Manadas (Madeira, 1998). O C.V dos Rosais apresenta, no entanto, boa representatividade no lado ocidental da ilha (Forjaz e tal., 1970; Forjaz e Fernandez, 1970).

-Complexo vulcânico de Manadas/Terreiros_ é constituído por alinhamentos de cones de direcção WNW-ESSE e NNW-SSE estratigraficamente mais recentes. Neste contexto, os produtos vulcânicos incluídos neste complexo estão sobrejacentes aos do C:V dos Rosais, na zona central da ilha, e aos do C:V do Topo, na zona da Ribeira Seca (Madeira, 1998). Os cones que integram este complexo são predominantemente do tipo estromboliano, embora se constate a presença de dois cones surtseianos, Morro do Lemos e Morro Velha ou Morro Grande das Velas, nos quais se verifica uma palagonitização, em maior ou menor grau, dos piroclastos submarinos. Para além destes cones são visíveis, ainda, alguns alinhamentos de crateras de esplosão e cones do tipo tuff ring resultantes de actividade freatomagmática (Madeira, 1998). Estes últimos são caracterizados por (1) exibirem uma forma mais ou menos achatada; (2) a cratera ser de maiores dimensões e (3) os materiais que os constituem serem, predominantemente, da dimensão cinza. De assinalar, pela sua singularidade em regiões de vulcanismo básico, o facto de os documentos históricos referirem a ocorrência de fenómenos identificados como “nuvens ardentes” nas erupções de 1580 e 1808 (Fouqué, 1873).

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ERUPÇÕES/CRISES SÍSMICAS HISTÓRICAS

NA ILHA DE SÃO JORGE1580 1757 1808 1963-1964?

Dias (chronologia) 28/04/1580 – 01/05/1580 09/07/1757-10/07/1757? 30/04/1808- 10/06/1808actividade fumarólica até 1810.

13/12/1963-25/02/1964

Duração da actividade vulcânica

4 meses(sismos+actividade eruptiva

efusiva)

2 meses de actvidade vulcânica mista e até 2 anos de actividade fumarólica

3 meses

N˚. Sismos/Intensidade30 (28_04_1580)50 (29_04_1580)50 (30_04_1580)

...

Intensidade XI (Calheta) 8/hora (30/04/1808- 01/05/1808)13-14/12/1963_ Tremor contínuo característico de movimentações magmáticas registrado em Horta.179 (15_02_1964)_ A crise sísmica atinge S.Jorge. 125 (16_12_1964)Intensidade VIII (21_02_1964)

Centro eruptivo/ Epicentros-boccas na Ribeira do Almeida (antigamente Fajan de Estevam da Silveira) -bocca na Ribeira do Nabo

- Epicentro loalizado na ilha Terceira com uma duração de 2 minutos

-Boccas no Pico de António José de Sequeira-Boccas Entre Ribeiras

- Epicentros na área sobranceira à Urzelina com intensidade máxima de 6 graus Mercalli.- Deslocação dos epicentros para a área dos Rosais atingindo intensidades de 8 graus Mercalli. (18/02/1964).

N˚ centros eruptivos (boccas) -2 Ribeira do Almeida (28/04/1580)

-1 Ribeira do Nabo (01/05/1580)Total: 6 (localizados em duas zonas de fractura diferentes, uma que vai des de o Morro Grande das Velas até o Pico de Maria Isabel, e a outra nas zonas de Ribeira do Nabo e Queimada)

- terremoto+ erupção submarina?- Coluna eruptiva no Pico de António José de Sequeira (01/05/1808)- 7 boccas alinhadas ao longo duma estrutura tectónica com orientação aproximadamente N75W (numa extensão de 4,5 Km) (30/04/1808- 01/05/1808)- 2 Entre Ribeiras por cima da Fonte a Fajã (1’5 km a oeste das primeiras).-2 Areias de Santo Amaro (11/05/1808)

- provável erupção submarina na costa sul da ilha no prolongamento para oeste da zona de falha desde o Pico do Carvão até às Velas (Pico do Carvão – Pico Mª Pires – Baía de Entre os Morros) (18/02/1964)

Localidades afectadas Velas (28/04/1580)Queimada (01/05/1580)

CalhetaTopoSerra

Urzelina, Manadas (30/04/1808) Canal São Jorge

Actividade vulcânica Actividade mista explosiva+efusiva_ erupção estromboliana

30/04/1808- 02/05/1808_ Intensa actividade explosiva 03/05/1808_ Diminuiu. a intensidade eruptiva04/05/1808_ Actividade explosiva_ erupção freato-magmática.

Crise sísmica com actividade fumarólica (emanações de nuvens de vapor e cheiros sulfurosos)

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15-28/05/1808_ Intensa actividade efusiva.17/05/1808_actividade explosiva (nuvem ardente). Urzelina05-10/06/1808_ Emissão de depósitos de queda...Actividade fumarólica até 1810.

Depósitos -block and ash flow deposit-depósitos de queda (escórias e cinzas).-escoadas lávicas

Sem depósitos - Depósitos de queda (cinzas, lapilli)- Depósitos freato-magmáticos (poeiras sulfurosas)

Sem depósitos

Vento Direcção W que provocou que as cinzas emitidas inicialmente para oriente passaram a ser levadas em direcção as Velas.

-Direcção NNW, provocando que a nuvem de cinzas e vapor descrevesse um arco sobre a Urzelina e as Manadas. (01/05/1808)- Direcção NNW, emissão de abundantes cinzas e areias.

Consequências -Desmoronamento de um dos cones da vertente sobranceira à povoação da Ribeira do Nabo.-Deposição de cinzas (depósitos de queda Ø cinza)_ destruição de 400 cabeças de gado, perdidas de grandes areas de vinhas (300 adegas), morreram 10-15 pessoas.

- Destrução das vilas da Calheta e do Topo (queda das construcções todas), morreram umas 1000 pessoas na ilha toda.- Na costa norte numa distancia de 100 braças se levantaram dezoito ilhotas.- Nas fajãs dos Vimes, São João e Cubres houveram desmoronamentos.- Formação da fajã lávica do Ouvidor.

-Deposição de escórias (depósitos de queda Ø cinza e lapilli)_ cobriram a casa dos matos da Urzelina (na encosta sobranceira â povoação) e as vinhas dos Casteletes até a ermida de Santa Rita, nas Manadas. As culturas e pastos da zona foram afectados e muito gado acobou por morrer de fome.-Depositos freato-magmáticos (nuven ardente)_ mais de oito vítimas mortais registradas no livro de Óbitos da Urzelina.- 08/06/1810_ Morreram três homens durante as tarefas de limpeza dum poço de maré da Urzelina, atirando as escórias asfixiaram-se ao escapar dos gases vulcânicos acumulados.

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Referência bibliográfica - Canto, E., 1980. Vulcanismo nos Açores. Arquivo dos Açores. Ponta Delgada: Universidade dos Açores. II: (1986), 188-194 pp.- Madeira, J., E., O., 1998. Estudos de Neotectónica nas ilhas do Faial, Pico e S. Jorge: uma Contribuição para o Conhecimento Geodinâmico da Junção Tripla dos Açores. Tese de Doutouramento. Universidade de Lisboa. Lisboa, 1998, 481 pp.- Mendoça obra cit., no n.˚ 296- Cordeiro, Hist. Ins. L.˚VII Cap.3- Monte Alverne (Fr. Agostinho), Chronica da provincia de S. João Evangelista. MS, da Bibliotheca Publica de Ponta Delgada, Tomo I.- Macedo, Hist. Das quatro Ilhas, Tomo I, pag. 83.-José Accurcio das Neves, Entretenimentos, Tomo I, pag. 237.- Fouquet. S. Jorge et ses erpptions, artigo publicado na Revue Scientifique de la rance et de l’Etranger, n.˚51 de 21 de Junho de 1873.

- Canto, E., 1981. Vulcanismo nos Açores. Arquivo dos Açores. Ponta Delgada: Universidade dos Açores. IV: (1981), 354-359 pp.- Da Catastrofe succedida na ilha de S. Jorge- Lisboa 1757- Opusculo da Livraria de D. Francisco Manuel, no Maço de Papeis Varios, N˚78.- Relation du Terrible tremblement de terre, qui vient d’arriver dans les iles des Açores, dépendantes du Royaume de Portugal, Paris 1757. (Provavelmente traducção do anterior)- Henry Lecoq- Elements de Geologie et Hydrographie 1838, pag. 301 (conforme o Mercurio de Madrid, de Dezembro de 1757)

- Canto, E., 1981. Vulcanismo nos Açores. Arquivo dos Açores. Ponta Delgada: Universidade dos Açores. V: (1981), 437-447 pp.- Avellar, J. C. S., 1902. Ilha de São Jorge (Açores). Apontamentos para a sua História. Ed: Typ. Minerva Insulana, Horta, 1902.- Zbyszewski, 1963. ? Encomtra-se a: carta d C Dabney, consul dos EUA na Horta, ao presidente daqele país dando conta do sucedido, e um relato de J. B. Dabney, que se deslocou a S. Jorge para observar o fenómeno.- João Soares d’ Albergaria. Coreographia Açórica.- Macedo, Hist. Das quatro Ilhas, Tomo I, pag. 83.Drummond, ?. Annaes da ilha Terceira.

- CUNHA, Pe. M.A. (1981). Notas Históricas. Estudos sobre o Concelho da Calheta – São Jorge (Recolha, Introdução e Notas de Teodoro de Matos), Vol. I. Universidade dos Açores. Ponta Delgada.

Fig_62. Quadro-resumen das principais características das erupções históricas que afectaram a lha de S.Jorge depois da ocupação humana da Ilha, atendendo aos antigos relatos.

36


37


Melhor do que em outra ilha do arquipélago, a tectônica regional está perfeitamente delineada e controla a morfologia de São Jorge, exibindo assim, um alinhamento de cones estrombolianos de direcção WNW-ESSE, que evidencia um vulcanismo fissural por excelência (Fig_5). Não obstante, ocorrem outros tipos de falhas de direcção NW-SE, NNW-SSE e E-W embora com representatividade bastante menor (Machado & Forjaz, 1968; Forjaz & Fernandes, 1970; Forjaz et al., 1970; Forjaz et al., 1990; Madeira, 1998; Fig_64).

Tipologia da faixa costeira

As ilhas dos Açores, como todas as ilhas, constituem sistemas naturais dotados de equilíbrio precário e muito dependente do mar, em que o conhecimento geológico da faixa litoral se reveste de grande importância ambiental, uma vez que esta região pode constituir uma das raras, senão única, unidade de superfície com melhores potencialidades de ocupação.

Por seu turno, a ocupação antrópica da faixa costeira, bem como as actividades associadas, podem contribuir para o desequilíbrio do sistema insular, ao interferir com, ou induzir a intensificação de processos naturais. Neste contexto, apresentam-se de seguida alguns casos que concretizam abordagens anteriormente apresentadas de forma conceptual ou genérica e nas quais se quantificam as intensidades e ritmos de actividade de um leque variado de processos e respostas do litoral. Contrariamente à noção de estabilidade que o litoral açoriano parece ter para o cidadão comum, os resultados aqui apresentados ilustram uma costa extremamente móvel, mesmo a escalas temporais

Fig_63. Mapa vulcanológico da ilha de São Jorge. P – piroclastos

subaéreos; Ps – piroclastos submarinos (modificado de Forjaz

et al., 1990).

Fig_64. Principais famílias de fracturas da ilha de São Jorge, segundo vários autores (adaptado de Madeira, 1998).

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pequenas, tendo sido essa característica provavelmente subestimada nos modelos de ocupação da faixa costeira adoptados até ao presente.

São Jorge é a ilha com a segunda faixa costeira mais extensa do arquipélago que se desenvolve ao longo de cerca de 128 km, correspondendo a 15.2% do total do litoral açoriano. Sensivelmente metade das arribas e das vertentes costeiras desta ilha têm alturas inferiores a 50 m embora uma fracção muito significativa das vertentes exiba altura superior a 200 m (Fig_65) e localizam-se especialmente nas duas extremidades da ilha, com maior incidência na ponta ocidental.

A faixa costeira de São Jorge corresponde predominantemente a um ‘litoral secundário’ (86.7%). De entre as formas primárias, a categoria ‘litoral primário de construção’ desdobra-se nas classes ‘costa de escoada lávica’, ‘costa de hialoclastitos’ e subclasse ‘costa de movimento de massa de vertente’, que constituem respectivamente 10.1%, 1.3% e 1.4% da faixa costeira da ilha (Fig_66).

Os segmentos pertencentes à classe ‘costa de escoada lávica’ distribuem-se essencialmente na metade ocidental da ilha, encontrando-se a maior concentração no litoral que se estende desde a vila das Velas até à vila da Calheta.

A faixa costeira do Morro das Velas constitui o único exemplar da classe ‘costa de hialoclastitos’.A subclasse ‘costa de movimento de massa de vertente, presente apenas na costa norte, está representada no litoral jorgense pelas Fajãs do João Dias, da Neca e do Belo.

Os troços costeiros pertencentes à categoria ‘litoral secundário de construção, classe ‘costa de deposição marinha subclasse ‘restinga/laguna” representam 1.6% do litoral de São Jorge (Fig_67) e correspondem às fajãs dos Cubres e da Caldeira que se localizam na costa norte da ilha. Contudo, numa abordagem mais detalhada e integradora, o sector da faixa costeira jorgense que integra as referidas fajãs poderá ser alvo de outra interpretação.

Fig_65. Distribuição percentual da altura das vertentes costeiras jorgenses pelas 5 classes definidas.

Fig_66. Distribuição percentual das classes

de litoral primário representadas na faixa

costeira jorgense.

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A categoria ‘litoral secundário de erosão’ é a melhor e mais representada na ilha de São Jorge (85.1%), e inclui troços pertencentes às classes ‘costa de escoada lávica’, ‘costa de hialoclastitos’, ‘costa de deposição subaérea’ e ‘costa mista’ (Fig._68).

A classe ‘costa de escoada lávica’ representa 6.8% do litoral jorgense e concentra-se na costa sul, entre a Ponta da Queimada e a ponta oeste do Cais das Manadas; na sua maioria as formas apresentam estado de secundarização não muito avançado, constituindo excepção um troço na costa norte, na extremidade ocidental da Fajã da Ribeira da Areia.

A faixa costeira do Morro do Lemos constitui o único exemplar da classe ‘costa de hialoclastitos’.

A classe ‘costa de deposição subaérea’ compreende segmentos pertencentes às subclasses ‘costa de leque aluvionar’ e ‘costa de movimento de massa de vertente’. A primeira está representada por um troço localizado na Baía da Areia, que é atravessado ao meio pela ribeira de São João e pela grota da Granja, e corresponde a 0.1% do litoral de São Jorge. Por seu turno, a subclasse ‘costa de movimento de massa de vertente’ representa 35.1% da faixa costeira jorgense, distribuindo-se os troços desta subclasse um pouco por toda a ilha, com especial incidência na sua metade oriental.

A classe ‘costa mista’, com um total de aproximadamente 54 km, é a mais frequente em São Jorge (42.1%; Fig_68) e os seus troços correspondem de um modo geral à variante ‘a’. Constitui excepção o segmento costeiro da Fajã das Almas, localizada na costa sul e na metade oriental da ilha, que poderá corresponder à variante ‘d’. Na Fig_69 está representado, de uma forma simplificada, o modelo proposto para a formação e evolução da Fajã das Almas.

Fig_67. Distribuição percentual das diferentes subcategorias de litoral secundário representadas na faixa costeira jorgense.

Fig_68. Distribuição percentual das diferentes classes de litoral secundário de erosão representadas na faixa costeira jorgense.

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Principais locais de interesse Geoturístico (Geomonumentos - Monumentos de Interesse Natural) da Ilha de São Jorge

Apresentar una listagem com os principais locais naturais de interesse geológico da ilha de São Jorge é uma tarefa complicada já que em função do ponto de vista em que sejam observados o interesse vai ser um ou outro. Esta listagem (Fig_70) baseou-se em dar importância a os geomonumentos de maior interesse socio-turístico (visto o público-alvo deste curso) deixando de lado pequenos afloramentos, sítios ou paisagens se calhar com maior interesse científico. Esta decisão foi feita devido a duas razões:

1_ Os Açores são ilhas vulcânicas de grande interesse geológico e ainda pouco estudadas. Seria pretensioso querer reflectir neste trabalho todas as expressões geológicas da ilha de São Jorge sem ter a certeza do que se está a falar, aliás, seria impossível e interminável caracterizar todos os monumentos naturais da ilha,. É por isto que em realidade dever-se-ia referir à ilha toda como um geomonumento atingindo ao seu processo de formação (vulcanismo fissural). No obstante isso, este inventario podia ser dividido em monumentos de interesse geológico a três níveis diferentes, o maior nível fora o da ilha tuda caracterizada por um determinado processo geológico; o segundo nível reflectia os três complexos vulcânicos que formaram a parte mais superficial da ilha; e o último nível reflectia os elementos naturais de interesse geológico, isto é propriamente, o trabalho desenvolvido neste inventário.

2_ O público alvo a quem está dirigida a informação desta listagem abrange qualquer pessoa interessada no âmbito da geologia, por isso é que a divulgação deve ser praticada dum modo ligeiro, evitando assim a sobrecarga de informação.

3_ Desde um ponto de vista crítico um Geomonumento/Monumento Natural de interesse geológico deveria ser classificado tendo umas pautas, isto significa que se calhar deveriam existir formulários a modo de ter uma ideia institucionalizada sobre o que exactamente é um Geomonumento/Monumento Natural. Na ilha de São Jorge há poucos Monumentos Naturais de interesse Geoturistico em comparação com a maioria das outras ilhas dos Açores, sendo o contrário com os de interesse científico. No obstante isso, esta listagem vai tentar de ser a melhor representação dos dois interesses, embora se vai dar mais importância aos de interesse geoturístico, mais apreciáveis a nível visual que os outros, visto que o público-alvo é muito extenso e portanto devem-se respeitar todas as idades e aptitudes no momento de tentar fazer divulgação dum conceito e tentar chegar a mesma compreensão da importância que tem de conhecer e proteger a geodiversidade da Região.

Fig_69. Fajã das Almas (costa sul de São Jorge): esquema simplificado do modelo evolutivo proposto. NM – nível médio do mar; a – substrato resistente; 1 – fajã lávica ou plataforma lávica supratidal com vertente alcantilada sobrejacente; 2 –: escorregamento na vertente alcantilada cujos materiais detríticos recobrem a plataforma lávica formando-se uma fajã detrítica; 3 – as ondas talham nos materiais detríticos a arriba costeira e simultaneamente os processos de erosão continental concorrem para rebaixamento do perfil transversal da fajã; 4 – plataforma lávica, então capeada pelos materiais detríticos, fica exposta constituindo o seu escarpado a arriba costeira actual da fajã.

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Local Localização Interesse Geológico

Classificação dos Geomonumentos

A. Galopim de Carvalho, 1999 *1

Características intrínsecas Uso pontencial Nível de protecção necessário

Abu

ndân

cia/

Rar

idad

e *2

grau

de

conh

ecim

ento

cie

ntífi

co

elem

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s cu

ltura

is a

ssoc

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s

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do d

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o *3

cond

içõe

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obs

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ção

*4

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ssib

ilida

de *5

prox

imid

ade

a po

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ões

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ças

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ais

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oten

ciai

s *6

valo

r eco

nóm

ico

dos

terr

enos

regi

me

de p

ropi

edad

es

Frag

ilida

de/

vuln

erab

ilida

de*7

Fajã Ouvidor

Poza Simão Dias

Colunas com disjunção hexagonal

sítio 0 4 4

normal 100 m.

erosão marina habitual ealta afluência turistica no verão

2

PedreiraCaminho Pico Esperança, bifurcação esquerda em direcção Manadas

Chaminé vulcânica

afloramento 5 3 3

boa meteorização

habitual0

Serra Pico Esperança

Alinhamento tectónico dos crateres vulcânicos

paisagem4

Rede Natura 2000 (rede ecológica coerente e global no

espaço da União

Europeia)/ ZPE (Zonas

de Protecção Especial) /SIC

(Sítios de Interesse

Comunitário)

5 3

boaeutrofização e/ou dessecação das lagoas localizadas nos cráteres

1

42


Fajã João Dias

Metade do caminho de descida a fajã por a ribeira de Grotões

Falha de espelho dum filão do C.V. Rosais

afloramento

5 5 5

normal

erosão física por as raízes de plantas intrusivas infestantes como o incenso

1

Calhau Muro constituído dum filão talhado

sítio4 5

5

normal meteorização habitual

1

Fajã São João

Ribeira Filões sítio2 3

5

mã

normal 300 m. derrocadas 1

FajãCaldeira de Sto. Cristo / Cubres

Caminho entre fajã das Cubres e fajã de Sto. Cristo

Filões afloramento/ sítio 1

Lagoas de formação detrítica

sítios5

Rede Natura 2000_ ZPE

/SICRAMSAR

(Zonas Húmidas de Importância Internacional como Habitat

de Aves Aquáticas)

2

3 5

boa 1 km. derrocadas 3

boa In situalteração antrópica da dinâmica natural da lagoa e alta afluência turística no verão

3

Fajã Ribeira d’Areia

A beira mar Lavas cordadas (pahoehoe)

sítio5 4

Arco lávico sítio 1 4

5

boaboa

20 m. erosão marinha habitual

12

Vila das Velas

Bahía entre Morros, Morro Grande das Velas e Morro de Lemos

Cones surtseianos

paisagem5

vigia de baleias 4 5

Muito boa

200 m. erosão marinha habitual

1

Zona balnear-miradouro

Arco lávico afloramento1 4

5

Muito boa

In situerosão marinha habitual/ alteração antrópica da dinâmica marina

2

Urzelina Olhando para a Serra

Milagro de Urzelina

sítio5

Zona balnear-miradouro

Arco lávico afloramento1

Erupções históricas

1580-1808-1963/64

5

4

5

Muito boa

1In situ erosão

marinha habitual

1

Ponta dos Rosais

Farol Perfil geológico / Ilheu

paisagem2

Farol abandonadoRede Natura

2000_ ZPE/SIC

3 5

normal 20 m. A

W do Farol

erosão marinha habitual, derrocadas

3

43


Fig_70. quadro-listagem dos principais monumentos naturais de interesse Geoturístico (Geomonumentos) da Ilha de São Jorge, Açores.

44

A continuação apresentasse a legenda da Fig_70:

*1 Aquelas peculiaridades geológicas denominadas de geomonumentos classificam-se a três níveis di stintos (A. Galopim de Carvalho, 1999), na perspectiva da sua mais eficaz protecção, preservação e valorização:

1_a nível do afloramento, quando constituem pequenas ocorrências, no geral com uma extensão de alguns metros a dezenas de metros;

2_a nível do sítio, quando, ocupando uma área/extensão de centenas de metros, oferecem condições para que o visitante circule no seu domínio;

3_a nível da paisagem, à escala quilométrica e que, dadas as suas dimensões, podem observar-se a partir de um ou mais miradouros.

*2 Abundância/Raridade_ em relação aos outros Monumentos Naturais de Interesse Geológico presentes na Ilha de São Jorge. Foram avaliados de 0 até 5; sendo o 5 o valor referente a um elemento muito raro e pouco abundante, e o 0 como valor referente a um elemento muito abundante e pouco raro na ilha de São Jorge..

*3 Estado de conservação_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente ao melhor estado de conservação.

*4 Condições de observação_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente às melhores condições de observação. Estes valores são altamente variáveis en função das condições meteorológicas do momento. Além disso, a informação complementa-se com os símbolos ; acesso para minusválidos. ; acesso de carro.; accesso a pé (trilho pedestre.

*5 Accessibilidade_ má / normal / boa /muito boa. (isto faz referência a gente sem discapacidade)

*6 Ameaças actuais ou potenciais _ nos Açores o risco sísmico é uma grande ameaças para os Monumentos Naturais, aumentando sua vulnerabilidade.

*7 Fragilidade/vulnerabilidade_ valores de 0 até 5, sendo o valor máximo o referente ao maior grado de vulnerabilidade ou fragilidade.

Discussão sobre os percursos de interpretação geológica pedestres e/ou marítimos

Neste apartado vai-se propor uma discussão aos participantes deste curso sobre as vantagens e inconvenientes dos possíveis percursos de interpretação geológica (ou doutras disciplinas) pedestre e/ou marítimos na ilha de São Jorge com o objectivo de fazer um análises aproximativo da vulnerabilidade/sustentabilidade deste tipo de actividade turística.

Possíveis pontos a avaliarem, discutir e reflectir:

Conservação dos espaços naturais/divulgação científica (conservação das espécies endémicas e o equilíbrio ecológico)

Diversificação das actividades económicas (promovendo o desenvolvimento turístico sustentável)

Educação ambiental e sensibilização da vulnerabilidade paisagística e da faixa costeira da ilha de São Jorge.

Controlo do fluxo turístico nos locais mais concorridos da ilha como as lagoas das Cubres e Santo Cristo

Acessibilidade dos locais a visitar

Impacto ambiental

Rendimento económico

Riscos geológicos (cheias, derrocadas, sismos, tsunamis…) e medidas de protecção

Controlo da exploração turística

Bibliografia

A maioria dos textos usados na elaboração desta sebenta foram estreitos dos três seguintes textos:

Nunes, J.C., 2002. Novos conceitos em vulcanologia: Erupções, Produtos e Paisagens Vulcânicas. Associação Portuguesa de Geólogos. Geonovas, 16, 5-22.

Nunes, J.C., 1998. Paisagens vulcânicas dos Açores. Ed: Amigos dos Açores, Ponta Delgada, 1998, 54 p.

Soares de Amaral Borges, P. J, 2003. Ambientes litorais nos grupos central e oriental do arquipélago dos Açores, Conteúdos e Dinâmica de Microescala. Dissertação apresentada à Universidade dos Açores para obtenção do grau de Doutor em Geologia, na especialidade de Geologia Costeira. Universidade dos Açores. Departamento de Geociências. Ponta Delgada , 2003 .413 pp.

No obstante, a seguinte bibliografia pode ser usada para o aprofundamento dos temas apresentados durante o curso.

Abdel-Monem, A., Fernandez, L.A., Boone, G.M., 1975. K/Ar ages from the eastern Azores group (Santa Maria, São Miguel and the Formigas Islands). Lithos, 4: 247-254.

Agostinho, J., 1932. Vulcanismo dos Açores. Vista Geral. A Terra, 4; 32-37.

Agostinho, J., 1934. Sinopse do estudo de P.Ensenwein sobre a Petrografia dos Açores. Açoreana 1 (1); 59-65.

Agostinho, J., 1935. Tectónica, sismicida de e vulcanismo das ilhas dos Açores. Açoreana 1 (2); 86-98.

Agostinho, J., 1960. Actividade vulcânica nos Açores.Açoreana 5 (4); 362-478.

Agostinho, J., 1964. Sismologia. Breves noções para os não iniciados-A crise sísmica na ilha de São Jorge, Fevereiro-Maio,1964. Açoreana 6 (1); 84-102.

Almeida, M. H., 2001. A fonte mantélica na região dos Açores: constrangimentos impostos pelas características geoquímicas de rochas vulcânicas e de xenólitos ultramáficos. Tese de Doutoramento em Vulcanologia. Departamento de Geociências, Universidade dos Açores. 274 p.

Avellar, J. C. S, 1902. Ilha de São Jorge (Açores) – Apontamentos para a sua História. Typ. Minerva Insulana. Horta.

Barnes, R.S.K., 1980. Coastal lagoons. Cambridge University Press, Cambridge, 106 pp.

Buforn, E., Udías, A., Colombas, M.A., 1988. Seismicity, source mechanisms and tectonics of the Azores-Gibraltar plate boundary. Tectonophysics, 152: 89-118.

Carter, R.W.G. & Orford, J.D. 1984. Coarse clastic barrier beaches: a discussion of the distinctive dynamic and morphosedimentary characteristics. Marine Geology, 60: 377-389.

Carvalho, A., M.L. Sousa, C.S. Oliveira, J.C. Nunes, A.C. Costa, E, V.H. Forjaz, 2001. Casualidade sísmica do grupo central do arquipélago dos Açores. In: M.R. Fragoso (Ed.), 5º Encontro Nacional de Sismologia e Engenharia Sísmica – SÍSMICA 2001, Ponta Delgada (Açores). Laboratório Regional de Engenharia Civil; 171-184.

Consulmar, 1992. Lagoa da Fajã do Sto Cristo ilha de S. Jorge: medidas a tomar para garantir a comunicação com o mar. Relatório técnico (não publicado).

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