NOTÍCIA EXPLICATIVA DA CARTA GEOLÓGICA DA ILHA DA MADEIRA na escala 1:50.000,

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2 NOTÍCIA EXPLICATIVA DA CARTA GEOLÓGICA DA ILHA DA MADEIRA na escala 1:50.000, Folhas A e B Edição: Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais, Governo Regional da Madeira, Região Autónoma da Madeira e Universidade da Madeira ANTÓNIO BRUM da SILVEIRA 1,2, JOSÉ MADEIRA 1,2, RICARDO RAMALHO 2,3, PAULO FONSECA 1,4 e SUSANA PRADA 5 (1) Departamento de Geologia, Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa (GeoFCUL) (2) Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX) / Instituto Dom Luiz (IDL), Laboratório Associado, Universidade de Lisboa (3) School of Earth Sciences, University of Bristol, Reino Unido (4) Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL) (5) Universidade da Madeira (UMa) 2010

3 Ficha Técnica Título: Notícia Explicativa da Carta Geológica da ilha da Madeira na escala 1:50.000, Folhas A e B Autoria: António Brum da Silveira, José Madeira, Ricardo Ramalho, Paulo Fonseca e Susana Prada Editor: Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais, Região Autónoma da Madeira e Universidade da Madeira Design: SRA/DIC -Divisão de Comunicação Fotografias: António Brum da Silveira 1ª Edição, 2010 Nº de exemplares: 1750 ISBN:

4 PREÂMBULO 1. INTRODUÇÃO: A NOVA CARTA GEOLÓGICA DA ILHA DA MADEIRA 6 2. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO 8 3. VULCANO-ESTRATIGRAFIA DA ILHA DA MADEIRA AS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS COMPLEXO VULCÂNICO INFERIOR (CVI) Unidade do Porto da Cruz (CVI 1) Unidade dos Lameiros (CVI 2) COMPLEXO VULCÂNICO INTERMÉDIO (CVM) Unidade da Encumeada (CVM1) Unidade da Penha D'Águia (CVM2) Unidade do Curral das Freiras (CVM3) COMPLEXO VULCÂNICO SUPERIOR (CVS) Unidade dos Lombos (CVS1) Unidade do Funchal (CVS2) Unidades dos Lombos e do Funchal indiferenciadas (CVS1-2) ROCHAS INTRUSIVAS GRANULARES FILÕES E MASSAS FILONIANAS DEPÓSITOS RECENTES NÃO VULCÂNICOS Aluviões e Terraços Depósitos de vertente Areias e Cascalheiras de Praia Areias Eólicas Depósitos Glaciares e Periglaciares Depósitos de Movimentos de Massa Depósitos de Lahar PETROLOGIA E GEOQUÍMICA ESTRUTURA DA ILHA DA MADEIRA VULCANISMO E TECTÓNICA COLAPSO LATERAL DO FLANCO NORTE DA ILHA DA MADEIRA HIDROGEOLOGIA PERIGOSIDADE GEOLÓGICA GRANDES MOVIMENTOS DE MASSA SISMICIDADE VULCANISMO INUNDAÇÕES 39 AGRADECIMENTOS 40 BIBLIOGRAFIA 41

5 PREÂMBULO As cartas geológicas constituem uma ferramenta científica fundamental para a gestão e ordenamento do território. Estes documentos cartográficos (REBELO, 1999) representam graficamente a distribuição espacial dos materiais rochosos que afloram numa dada área, fornecendo diversa e valiosa informação geológica (estratigrafia, litologia, tectónica, etc.). Através destes mapas, e também dos cortes geológicos produzidos a partir deles, a administração central, autarquias, empresas e o público em geral, podem fazer uma utilização mais eficiente e sustentável do território, conhecer e proteger os recursos naturais (águas subterrâneas, pedreiras, substâncias minerais com interesse económico, etc.), assim como, identificar e monitorizar eventuais perigos geológicos (e.g. sismicidade, vulcanismo, deslizamentos) de modo a mitigar o risco associado às catástrofes naturais. No que respeita o ordenamento do território, a informação geológica é fundamental, por exemplo, para a decisão sobre a localização de instalações estratégicas (centros de produção energética, hospitais, polícia, bombeiros, entre outros), traçado de vias de comunicação, expansão de áreas urbanas, etc. As Cartas Geológicas são, por conseguinte, documentos estratégicos para o desenvolvimento sustentado das regiões, com implicações significativas na sua economia. 1. INTRODUÇÃO Esta Notícia Explicativa constitui documento complementar à leitura da Carta Geológica da ilha da Madeira (Folhas A e B) na escala 1:50.000, editada pela Secretaria Regional do Ambiente e Recursos Naturais (SRA), Governo Regional da Região Autónoma da Madeira (BRUM DA SILVEIRA et al., 2010). Este trabalho de cartografia geológica, proposto à Universidade da Madeira pelo Governo Regional da Madeira, foi realizado por uma equipa de investigadores de diversas instituições, nomeadamente do Departamento de Geologia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa (GeoFCUL), School of Earth Sciences da Universidade de Bristol (Reino Unido) e Universidade da Madeira (UMa); à data da realização deste trabalho, os autores integravam as seguintes Unidades de I&D financiadas pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia (FCT): Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX)/Laboratório Associado Instituto Dom Luiz (IDL) - Universidade de Lisboa; Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL). A Carta Geológica da ilha da Madeira foi produzida a partir de levantamentos geológicos efectuados sobre uma cartografia de base nas escalas 1:5.000, 1: e 1: Na sua elaboração, para além dos dados geológicos de campo, foram integrados: i) estudos de Detecção Remota- análise estereoscópica de fotografia aérea e interpretação de imagem de satélite e ortofotomapas; ii) estudos de Geomorfologia - a partir da observação directa das formas de relevo e da análise morfológica em mapas topográficos de diferentes escalas; iii) dados de Hidrogeologia - relativos a galerias e túneis de captação de água, furos e nascentes; iv) informação Geotécnica - proveniente de fundações, sondagens e abertura de túneis rodoviários e hidráulicos. No final, as minutas de campo foram generalizadas e transpostas para a escala do documento final (1:50.000). _6_

6 A edição da cartografia geológica foi efectuada em duas fases distintas: 1) na Direcção de Serviços de Informação e Comunicação da SRA, procedeu-se à rasterização e vectorização da cartografia geológica integrando-a num Sistema de Informação Geográfica, cuja base de dados geológica foi desenvolvida especificamente para o efeito; 2) no Instituto Geográfico do Exército (IGeoE), após exaustiva revisão da cartografia geológica, efectuaram-se os trabalhos de Arte Final 1. À data do início deste projecto a cartografia geológica existente para a ilha da Madeira tinha sido publicada pelos Serviços Geológicos de Portugal, na escala 1:50.000, em 1974 (Folhas A e B; ZBYSZEWSKI et al., 1974a, b). Não obstante o meritório trabalho efectuado à época pelos seus autores, aquele mapa, realizado na sequência de trabalhos de campo em 1969, 1970 e 1971, encontrava-se desactualizado e necessitava de ser revisto. Vários autores haviam já chamado a atenção para a existência de incorrecções apresentando esboços geológicos alternativos, como por exemplo MITCHELL-THOMÉ (1976), CARVALHO & BRANDÃO (1991), ALVES & FORJAZ (1991) e PRADA & SERRALHEIRO (2000) ou, ainda, propondo novos modelos vulcano-estratigráficos (e.g. MATA, 1996; GELDMACHER et al., 2000). Recentemente, no âmbito de um documento dedicado à geoconservação e geoturismo, foi publicado um roteiro geoturístico na escala 1: (RIBEIRO & RAMALHO, 2009) que teve como base a cartografia geológica de ZBYSZEWSKI et al. (1974a, b). O projecto de elaboração da Carta Geológica da ilha da Madeira, folhas A e B, na escala 1:50.000, a que se refere esta Notícia Explicativa, constituiu um grande desafio, dadas as dificuldades previsíveis e a dimensão da tarefa. Estas dificuldades resultam da complexidade inerente à geologia das ilhas vulcânicas, onde o estabelecimento de correlações estratigráficas é dificultado pela geometria muito variável dos corpos geológicos. No caso da Madeira, associam-se, também, o factor orográfico, a dimensão da ilha, a densa cobertura vegetal, a intensa urbanização em alguns locais e a monotonia litológica da maioria das formações vulcânicas que a constituem. 1 A Arte Final consistiu das seguintes tarefas: i) a conversão de ficheiros em formato SIG (Geomedia) para formato CAD (MicroStation); ii) implementação da gratícula geográfica e informação marginal; iii) edição e organização de toda a informação gráfica (incluindo mapa geológico, cortes geológicos, coluna litoestratigráfica sintética, legenda, etc.), representada em duas folhas na escala 1:50.000, segundo um fluxo automatizado de pré-impressão, desenvolvido pelo IGeoE, de modo a obter os ficheiros finais (CMYK) para a impressão offset. _7_

7 2. ENQUADRAMENTO GEOLÓGICO A ilha da Madeira localiza-se no sector oriental do Atlântico Norte, cerca de 700 km a oeste da costa africana e 850 km a sudoeste de Portugal Continental. O seu território é limitado geograficamente pelos paralelos 32 ο 38' e 32 ο 52', de latitude norte, e pelos meridianos 16 ο 39' e 17 ο 16', de longitude oeste de Greenwich. Apresenta no geral uma forma alongada, com cerca de 58 km de comprimento máximo, segundo a direcção E-W, e 23 km de largura máxima, segundo a direcção N-S. É a maior ilha do Arquipélago da Madeira, com uma área de aproximadamente 736 km 2, no qual se incluem as ilhas de Porto Santo (43 km 2 ), Desertas (14 km 2 ) e Selvagens (4 km 2 ). Este grupo de ilhas, conjuntamente com os arquipélagos dos Açores, Canárias e Cabo Verde, constitui a região biogeográfica da Macaronésia. O território insular da Madeira corresponde à parte emersa de um edifício vulcânico que se eleva do fundo oceânico (Fig. 1), desde profundidades de cerca de m, até aos 1861 m acima do nível do mar (Pico Ruivo). Trata-se de um grande vulcão escudo de idade mioholocénica construído sobre crosta oceânica de idade cretácica, entre as anomalias magnéticas M4 (126,7 Ma) e M16 (139,6 Ma) (KLITGORD & SCHOUTEN, 1986) e localizado no sector NW da Placa Africana (Núbia), cerca de 500 km a sul da Zona de Fractura Açores-Gibraltar e aproximadamente a 1600 km a leste da Crista Média Atlântica. Neste enquadramento geodinâmico (magmatismo oceânico intraplaca) a origem do vulcanismo é consensualmente atribuída a um ponto quente (hotspot), em que a ascensão de magma está associada a uma pluma mantélica (e.g. MORGAN, 1972; BURK & WILSON, 1976; GELDMACHER & HOERNLE, 2000). No contexto da fisiografia dos fundos oceânicos, a ilha da Madeira localiza-se no limite meridional de um extenso conjunto de relevos (ilhas, cristas e montanhas submarinas) que se encontram alinhados ao longo de uma faixa de direcção geral NE-SW, até à Plataforma Continental Ibérica (Fig. 1). MORGAN (1981), com base nesta disposição espacial, considera que a referida faixa marca o rasto de um hotspot, cuja actividade teria começado no Mesozóico. GELDMACHER et al. (2000), subdividem-na em dois conjuntos morfológicos: a ocidente, a "Crista Madeira-Tore", formada por um complexo de montanhas submarinas de direcção NE-SW e, a oriente, a "Cadeia Vulcânica da Madeira", constituída por grandes montanhas submarinas isoladas (incluindo a ilha da Madeira), alinhadas segundo uma curva de direcção geral NE-SW que materializa a deriva da placa africana (para NE) sobre a pluma mantélica (hotspot track); com base em datações radiométricas de rochas vulcânicas, GELDMACHER et al. (2000) consideram que a ilha da Madeira (idade 0 - >4,6 Ma) representa a posição actual do ponto quente, designando-o por "Hotspot da Madeira", o qual terá formado a ilha de Porto Santo (11,1-14,3 Ma), as montanhas submarinas (Seamounts) Seine, Ampère (31 Ma), Coral Patch e Ormond (65-67 Ma) e a Serra de Monchique (70-72 Ma) no território continental. Contudo, através da análise do relevo do fundo oceânico 2 verifica-se que, para além da referida faixa NE-SW, existem alinhamentos morfológicos orientados 2 Utilizou-se o modelo de superfície batimétrica ETOPO1 (AMANTE & EAKINS, 2009) _8_

8 segundo uma direcção WNW-ESE a E-W (Fig. 1), entre os quais se destacam: a forma alongada da ilha da Madeira, em perfeita continuidade morfológica com uma linha de cumes com a mesma direcção, situada imediatamente a ocidente, e o alinhamento (WNW-ESE) das montanhas submarinas Ampére e Coral Patch, por sua vez alinhadas com os relevos Dragon, Lion e Unicorn. Assim, no conjunto, existe um padrão morfológico composto por duas famílias de estruturas, respectivamente com direcções NE-SW e WNW-ESE, que se interligam espacialmente, originando um modelado do fundo oceânico com geometria reticulada. Apesar da natureza e origem destas formas do relevo não estar totalmente esclarecida, para além do modelo baseado na existência de uma pluma mantélica e hotspot track, consideramos a hipótese destas estruturas corresponderem à expressão geomórfica da deformação tectónica e da actividade vulcânica, envolvendo dois sistemas de fracturação regional expressos por fracturas do tipo propagante ou do tipo leaky. A origem destes sistemas poderá estar em descontinuidades pré-existentes na crosta oceânica, tais como zonas de rift abortadas, uma vez que nesta região o campo de tensões regional é compressivo durante o Cenozóico, o vulcanismo poderá ter resultado de fusão por descompressão, consequência de um campo de tensões localmente distensivo, induzido pelo arqueamento da litosfera (com extensão) na região da Crista Madeira-Tore. Esta estrutura foi considerada por RIBEIRO (1996, 1998, 2002), como uma macroflexura ou uma estrutura cavalgante para leste, derivada de buckling litosférico associado a um processo de subducção incipiente, iniciado mais a oriente, na Margem Continental Oeste-Ibérica. Fig. 1 - Mapa do fundo oceânico de um sector do Atlântico Norte, na região envolvente à ilha da Madeira. Excerto de imagem Google Earth, modelo de superfície batimétrica ETOPO1 (AMANTE & EAKINS, 2009). _9_

9 3. VULCANO-ESTRATIGRAFIA DA ILHA DA MADEIRA 3.1. AS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS Com base nos trabalhos efectuados no âmbito desta carta geológica, reconheceram-se três fases principais de construção do grande vulcão escudo da Madeira (Fig. 2a) que se traduzem numa estratigrafia composta por três complexos vulcânicos principais (BRUM DA SILVEIRA et al., 2008). Assim foram identificados, da base para o topo: o Complexo Vulcânico Inferior (CVI) (> 5,57 Ma), o Complexo Vulcânico Intermédio (CVM) (5,57-1,8 Ma) e o Complexo Vulcânico Superior (CVS) (1,8-0,007 Ma). Os intervalos de idade atribuídos a cada complexo devem ser tomados como aproximados e preliminares; baseiam-se no conjunto de datações absolutas disponíveis na bibliografia (WATKINS & MONEM, 1971; FÈRAUD et al., 1984; FERREIRA et al., 1988; MATA et al., 1995; MATA, 1996; GELDMACHER et al., 2000; RIBEIRO et al., 2005; KLUGEL et al., 2009) enquadradas pelo novo esquema estratigráfico. Cada complexo é composto por várias unidades estratigráficas delimitadas por inconformidades regionais, reflectindo descontinuidades na sucessão estratigráfica e estádios distintos na evolução do edifício vulcânico no que respeita a sua relação geométrico-temporal. Assim, na porção emersa da ilha da Madeira reconheceram-se sete unidades vulcano-estratigráficas principais. Foram designadas, respectivamente da mais antiga para a mais recente, por: Unidade do Porto da Cruz (CVI1) e Unidade dos Lameiros (CVI2), no Complexo Vulcânico Inferior; Unidade da Encumeada (CVM1), Unidade de Penha d'águia (CVM2) e Unidade do Curral das Freiras (CVM3) no Complexo Vulcânico Intermédio; Unidade dos Lombos (CVS1) e Unidade do Funchal (CVS2), no Complexo Vulcânico Superior. Fig. 2a - Perfil do vulcão-escudo da ilha da Madeira, visto da Ponta de S. Lourenço para oeste; Para além destas, identificaram-se depósitos sedimentares recentes, tais como: aluviões (a), cascalheiras e areias de praia (cap), depósitos de vertente e coluviões (dv), depósitos de movimentos de massa (dm), depósitos de areias eólicas (ad), depósitos glaciares e periglaciares (dgp) e depósitos de lahar (la). Na cartografia geológica agora definida, as manchas das referidas unidades foram subdivididas de acordo com a predominância relativa de uma dada litofácies sobre outras. Assim, quando numa dada área predominam derrames lávicos (máficos), relativamente a outros produtos, a sigla da unidade vem acrescida da letra (β); quando predominam os materiais piroclásticos utiliza-se a sigla (pi); quando predominam depósitos sedimentares acresce-se a letra (g). A evolução espacial e temporal da actividade eruptiva na ilha da Madeira foi determinada por vulcanismo fissural ao longo de uma zona de rift vulcânico, que se manifestou inicialmente ao longo de uma direcção geral E-W, tendo evoluído posteriormente para um sistema fissural de orientação geral WNW-ESE a NW-SE. As lavas são alcalinas e entre elas predominam os _10_

10 litótipos de carácter pouco diferenciado (basanitos e basaltos alcalinos) estando as rochas intermédias (mugearitos e traquitos) representadas em raros afloramentos (MATA, 1996). Passa-se a descrever, da mais antiga para a mais recente, as unidades representadas na Carta Geológica da ilha da Madeira que materializam o seu registo estratigráfico COMPLEXO VULCÂNICO INFERIOR (CVI) O "Complexo Vulcânico Inferior" (Miocénico > 5,57 Ma) é composto, da base para o topo, por duas unidades vulcano-estratigráficas:. a Unidade do Porto da Cruz (CVI1), provavelmente relacionada com o final da fase submarina do vulcão escudo, é constituída por rochas muito alteradas, de possível origem hidromagmática (hialoclastitos, brechas hialoclastíticas e derrames lávicos submarinos), cortadas por uma rede densa de filões;. a Unidade dos Lameiros (CVI2), constituída por uma sequência de sedimentos carbon atados marinhos de baixa profundidade que assenta em inconformidade sobre CVI1. Ambas as unidades, que corresponderão ao final da fase imersa do edifício vulcânico, foram actuadas por importantes movimentos verticais positivos (de soerguimento ou uplift), de origem ainda mal conhecida Unidade do Porto da Cruz (CVI1) A "Unidade do Porto da Cruz - CVI1" compreende os materiais mais antigos da ilha da Madeira actualmente expostos e aflora apenas em duas regiões situadas na metade setentrional insular: na área de Porto da Cruz (do litoral até à cota 390 m) e no interior do vale de S. Vicente (70 m a 700 m de altitude). Pode ser observada no sítio de Achada (Porto da Cruz), a 181 m de altitude, nas vertentes da Ribeira Tem-te Não Caias (N32 ο 45' 46,4''; W016 ο 50' 10,4'' - WGS84). É constituída por rochas extremamente alteradas, de composição máfica, geralmente irreconhecíveis no que respeita à sua estrutura interna e natureza petrológica. A generalidade dos afloramentos corresponde a massas de rochas fortemente argilitizadas, com uma cor característica que varia entre o castanho claro e o amarelo dourado, localmente, a tender para o alaranjado. Estas características sugerem tratar-se de uma alteração palagonítica intensa. Este atributo reveste-se de particular importância pois, do ponto de vista genético, permite correlacionar esta unidade com uma fase eruptiva imersa. Nesse sentido, a pesquisa de evidências de palagonitização, como é referido, por exemplo, em PEACOCK (1926) e BONATTI (1965), é importante. No sentido de tentar confirmar a presença de palagonite em litologias desta unidade, analisaram-se duas amostras representativas por difracção de raios-x, encontrando-se em curso análises por espectroscopia de infravermelhos. _11_

11 Os diagramas de raios-x obtidos 3 apresentam, para além dos picos de referência das amostras com palagonite - com características transicionais entre um vidro e material amorfo (STRON- CIK & SCHMINCKE, 2002) - outros com intensidades características do conteúdo mineralógico dos basaltos. Porém, devido à dificuldade de caracterização da palagonite apenas pelo seu espectro de raios-x (e.g. STRONCIK & SCHMINCKE, 2002; FURNES, 1984; ZHOU et al., 1992) os resultados obtidos, embora consistentes, não são ainda inteiramente conclusivos. Em reforço dos resultados anteriormente discutidos, alguns afloramentos, onde resquícios da sua estrutura interna são ainda perceptíveis, sugerem que estas rochas correspondem muito provavelmente a hialoclastitos, brechas hidrovulcânicas e, nalguns casos de litofácies mais maciças, a derrames lávicos submarinos (Fig. 2b, c). A sua semelhança com rochas observadas noutras ilhas da Macaronésia (e.g. SERRALHEIRO, 1976; MACEDO et al., 1988; SCHMIDT & SCHMINCKE, 2002) sugere que estes materiais possam representar, no todo ou em parte, o final da fase de construção submarina do grande vulcão escudo da Madeira. Os materiais do CVI1 encontram-se densamente recortados por filões, contemporâneos desta unidade ou correlativos das unidades suprajacentes, observando-se por vezes estruturas do tipo "dique em dique" onde é difícil distinguir as rochas encaixantes. No vale de S. Vicente, para além dos filões de composição basáltica (s.l.), a CVI1 é intruída por massas de natureza traquítica e, na região de Porto da Cruz, nos vales das ribeiras de Massapez, a 249 m de altitude (N32 ο 46' 03,3''; W016 ο 50' 32,7'' - WGS84) e das Voltas, esta unidade encontra-se intruída por rochas granulares (gabros com feldspatóides, essexitos), apresentando evidências de processos metassomáticos na zona de contacto (SILVA et al., 1975). Atendendo à localização dos dois conjuntos de afloramentos do CVI 1, subentende-se a presença de um edifício vulcânico submarino alongado segundo direcção E-W (ou dois edifícios coalescentes em profundidade, alinhados naquela direcção), relacionado com actividade vulcânica ao longo de uma zona de rift de direcção geral E-W. Confirmando-se a natureza submarina desta unidade e por correlação com a estrutura e estratigrafia da ilha de Porto Santo (SCHMIDT & SCHMINCKE, 2002; FONSECA et al., in press), pode inferir-se que o CVI1 tenha idade miocénica, possivelmente Miocénico Superior. 3 A difracção de raios-x (DRX), foi efectuada num difractómetro Philips PW1710, comandado a partir de um computador pelo programa informático PC-APD, Versão 3.6 (Philips Scientific). O programa PC-APD, além de permitir a aquisição dos dados de difracção, digitalizando os registos obtidos, também permite a sua análise e manipulação; utilizou-se a função 'peak search' para detectar os ângulos 2θ das reflexões e respectivas intensidades, através da função 'Minimum of 2nd Derivate of Peak'. Foi usada uma ampola de Cobre (20 ma e 40 kv) como fonte de radiação. Os registos foram efectuados utilizando um 'scan' contínuo, entre os 2º e os 65º 2θ, a uma velocidade de varrimento de 0,02º θs -1. Os difractogramas obtidos foram analisados com o apoio do programa MacDiff, versão 4.25, escrito por R. PETSCHICK (2004). _12_

12 Atendendo a que o nível do mar nos últimos 25 Ma não terá ultrapassado os ~ 50 m acima do nível médio das águas do mar actual (MILLER et al., 2005), é lícito inferir que esta unidade terá sofrido um movimento de soerguimento (uplift) considerável, provavelmente superior a 650 m. A sua origem é ainda mal conhecida, mas estudos recentes (e.g. RAMALHO et al., 2010a, b, c; MADEIRA et al., 2010) sugerem que estes movimentos possam estar relacionados, entre outras causas, com sucessivas intrusões magmáticas na base do edifício vulcânico (RAMALHO et al., 2010b). Fig. 2b, 2c - Brechas hialoclastíticas muito alteradas da "Unidade de Porto da Cruz - CVI 1" (Porto da Cruz); Unidade dos Lameiros (CVI 2) A "Unidade dos Lameiros (CVI 2)" é constituída por rochas sedimentares marinhas carbonatadas e aflora num único local da ilha da Madeira, na margem direita da Ribeira de S. Vicente, próximo do sítio dos Lameiros, concelho de São Vicente. Conhecem-se apenas dois conjuntos de afloramentos, ambos com má exposição, no local de antigas pedreiras de exploração de calcários actualmente integradas no Núcleo Museológico - a Rota da Cal; o conjunto mais importante, junto à Achada do Furtado do Barrinho (ou Corgo do Barrinho) (coordenadas: N32 ο 47' 51,7''; W017 ο 01' 20,4'' - WGS84), situa-se entre 375 e 475 m de altitude e o segundo, no Lombo da Eira, a cerca de 320 m de altitude. Os sedimentos, descritos como "biocalcaritos neríticos" e "biocalcaritos recifais" (de hexacoraliários) por ROMARIZ (1971a, b), são atravessados por vários filões máficos e assentam em inconformidade sobre a Unidade do Porto da Cruz (CVI 1), estando cobertos por produtos vulcânicos do Complexo Vulcânico Intermédio - Unidade da Penha de Águia (CVM 2). Os depósitos da Unidade dos Lameiros são constituídos por associações de fácies calcárias e calcareníti- _13_

13 cas, conglomeráticas e micro-conglomeráticas de cimento carbonatado, fossilíferas, apresentando um esboço de estratificação sub-horizontal ou ligeiramente inclinada para o quadrante norte. No corte principal (Corgo do Barrinho) observou-se a seguinte sucessão, da base para o topo: 1) conglomerados e micro-conglomerados de cimento calcário, muito mal calibrados, constituídos por clastos bem rolados de rochas basálticas; 2) calcários conglomeráticos, com abundantes clastos bem rolados de natureza vulcânica, contendo restos de algas calcárias do género Lithothamnium sp., frequentes fósseis de equinóides, pectinídeos e outros bivalves; 3) calcarenitos com equinóides, corais, pectinídeos, raros ostreídeos e outros bivalves; 4) calcários conglomeráticos, com abundantes clastos bem rolados de natureza vulcânica, contendo restos de algas calcárias do género Lithothamnium sp., frequentes fósseis de equinóides, pectinídeos e outros bivalves; 5) calcários de ambiente recifal, dominados pela presença de bioedificações de corais, e leitos ou preenchimentos calcareníticos com abundantes fragmentos de coral, equinóides, pectinídeos, raros ostreídeos e outros bivalves; 6) calcarenito conglomerático com abundantes clastos de natureza vulcânica, de granulometria muito variável, contendo equinóides, corais, pectinídeos, raros ostreídeos e restos de outros bivalves. As litologias e o conteúdo fossilífero dos depósitos (Fig. 2d, e) são compatíveis com uma fácies litoral (médio a infra-litoral, ou nerítica), tornando-se recifal (médio-litoral) para o topo. Para uma listagem mais detalhada da associação faunística consulte-se ZBYSZEWSKI et al. (1975). Fig. 2d, 2e - Conglomerado de matriz calcarenítica e calcário fossilífero da "Unidade dos Lameiros - CVI 2" (S. Vicente); Os sedimentos encontram-se selados por um depósito piroclástico de cor avermelhada a roxa, composto por lapilli de composição máfica, com elementos juvenis e líticos, cuja estrutura vulcânica interna sugere tratar-se de um fluxo piroclástico dirigido para o quadrante N, o qual englobou fragmentos de sedimento recifal e que em certos locais provocou deformação interna no topo do depósito. A inclusão de pequenos fragmentos lávicos - bombas ou blocos provenientes da escoada piroclástica - no topo do depósito sedimentar, assim como a pre- _14_

14 sença de figuras de carga, sugerem que este ainda não se encontrava consolidado no momento em que foi coberto pelo fluxo piroclástico. A idade dos depósitos continua por esclarecer. Estes foram inicialmente considerados como Vindoboniano (15,5 a 11,0 Ma), com base no conteúdo paleontológico (macro-fauna) (e.g. MITCHELL-THOMÉ, 1974). Posteriormente, FERREIRA et al. (1988) propuseram uma idade inferior a 5,2 Ma (pós Messiniano), com base na datação pelo método K/Ar, de um derrame lávico subjacente ao depósito. No sentido de esclarecer a idade do depósito, colheu-se um conjunto de seis amostras para datação isotópica utilizando o método de isótopos de estrôncio (ELDERFIELD, 1986; VEIZER, 1989; MCARTHUR, 1994) 4. Destas, apenas quatro amostras revelaram ter qualidade mínima para a datação, obtendo-se os seguintes valores de idade: 9,16±0,565; 10,24±0,445; 10,47±0,44 e 9,03±0,665 Ma. Contudo, os conteúdos significativos em Fe e Mn identificados podem indicar uma alteração generalizada dos fósseis utilizados para datação, pelo que estes resultados devem ser considerados como preliminares. Por outro lado, as razões 87 Sr/ 86 Sr apresentam frequentemente valores mais baixos que os espectáveis para a idade obtida por outros métodos (biostratigrafia ou Ar/Ar em formações supra e subjacentes), resultando assim em valores de idade que possivelmente serão artificialmente mais antigos que os reais (BERNOULLI et al., 2007; RAMALHO, in press). Deste modo, as idades obtidas utilizando o método da estratigrafia do estrôncio, carecem de confirmação por outro método e deverão ser considerados meramente indicativas, sugerindo uma idade Miocénico Superior. A presença deste depósito marinho aos m de altitude é outro testemunho dos importantes movimentos de levantamento (uplift) experimentados pelo edifício vulcânico, em concordância com o inferido para a unidade anterior COMPLEXO VULCÂNICO INTERMÉDIO (CVM) O "Complexo Vulcânico Intermédio (CVM)" (Plio-Plistocénico 5,57-1,8 Ma) materializa a segunda grande fase de edificação do vulcão escudo da Madeira, agora em ambiente subaéreo. As lavas, com valores elevados de alcalis/sílica, caracterizam-se pela raridade de termos de composição evoluída, predominando os basanitos e basaltos (MATA, 1996). 4 As amostras, fragmentos de conchas de pectinídeos e ostreídeos, foram limpas mecânica e quimicamente (num banho ácido fraco, e numa sucessão de banhos ultrassónicos) e secas em estufa. Posteriormente foram dissolvidas em ácido clorídrico e, após centrifugação e extracção dos resíduos, sujeitas a processos de cromatografia de catiões e cromatografia de isótopos de estrôncio (Sr) com vista à obtenção de uma solução pura de Sr (em ácido nítrico) e remover qualquer Rb e Ca residual. Separou-se 10% das amostras em solução, antes dos processos de cromatografia, para posterior análise de elementos maiores, no sentido de avaliar o seu grau de alteração. As razões isotópicas de Sr foram determinadas num espectrómetro de massa ThermoFinnigan multi-colector de termo-ionização (TIMS) no Laboratório de Isótopos da Universidade de Bristol (Reino Unido), e a análise de elementos maiores num espectrómetro de massa de colector único, de alta resolução (Finnigan Element 2) no mesmo laboratório. A composição isotópica de Sr foi analisada de um modo estático; as razões 87 Sr/ 86 Sr foram corrigidas para a interferência de 87 Rb (já de si negligenciáveis devido ao reduzido conteúdo em Rb dos carbonatos e à separação cromatográfica prévia); a descriminação de massa foi corrigida, utilizando uma lei exponencial, pela normalização 87 Sr/ 86 Sr = 0,1194; as amostras padrão correspondem à solução NIST SRM 987. Para o período em que se realizaram as análises (6 meses), 19 análises ao padrão NIST SRM 987 resultaram numa razão isotópica 87 Sr/ 86 Sr = 0,710246±0, (2). Para uma descrição completa do método analítico veja-se RAMALHO (2010). A conversão para idades numéricas foi realizada com base na curva global standard de isótopos de estrôncio (Global Strontium Standard Curve) e tabela LOWESS (LOcally WEighted Scatterplot Smoother) publicada por MCARTHUR et al., (2001) e gentilmente facultada por estes autores. _15_

15 É composto, da base para o topo, por três unidades vulcano-estratigráficas:. a Unidade da Encumeada (CVM1) - primeira etapa de construção do vulcão escudo em ambiente subaéreo, caracterizada por erupções de estilo estromboliano e vulcaniano em cones ou sistemas fissurais situados ao longo de uma zona de rift de direcção E-W, abrangendo os actuais sectores central e oriental, respectivamente, Maciço Central e Ponta de S. Lourenço.. a Unidade de Penha d'águia (CVM2) - segunda etapa de actividade vulcânica em ambiente subaéreo, caracterizada por um elevado número de erupções (de estilo estromboliano e havaiano) com emissão de grandes volumes de lava a partir de centros eruptivos localizados fundamentalmente na região do Maciço Central, contribuindo assim para um aumento significativo do volume insular imerso.. a Unidade do Curral das Freiras (CVM3) - terceira etapa de actividade eruptiva em ambiente subaéreo, caracterizada por vulcanismo de estilo essencialmente havaiano (ou estromboliano) em bocas fissurais situadas provavelmente na região do Paul da Serra; durante este período inicia-se a fase de crescimento da ilha no sector oeste. A definição e diferenciação destas unidades no campo basearam-se em critérios litoestratigráficos, geomorfológicos e na presença de inconformidades expressas por superfícies de erosão, paleossolos e intercalações de depósitos sedimentares. Este complexo constitui o volume principal do edifício subaéreo da Madeira e resultou da actividade vulcânica fissural que materializa uma zona de rift de direcção geral E-W, cujas fracturas eruptivas e diques de alimentação estão bem patentes no sector entre o Maciço Central e a Ponta de S. Lourenço, assim como nas arribas litorais da costa oeste Unidade da Encumeada (CVM1) A "Unidade da Encumeada - CVM1" aflora com boa exposição na região da Encumeada, isto é, nas áreas de cabeceira da Ribeira de Serra de Água e da Ribeira de S. Vicente, entre 160 m e 970 m de altitude, sem no entanto atingir a linha de festo que separa as duas bacias. Pode ser observada nos taludes da estrada regional ER 228, nos Vinháticos, no local de coordenadas geográficas N32 ο 44' 11,9''; W17 ο 01' 31,6'' (WGS84), a 615 m de altitude. Destacam-se, ainda, os afloramentos na vertente ocidental da depressão do Curral das Freiras que atingem os 1100 m de altitude, na área montante do vale de Boaventura (Ribeira do Porco) e Ribeira do Faial, nas arribas da região do Faial/Ponta dos Clérigos, na região do Porto da Cruz e Ponta de S. Lourenço (e.g. no miradouro, N32 ο 44' 57,2''; W016 ο 42' 24,3'' - WGS84). A unidade assenta em inconformidade sobre as unidades do Complexo Vulcânico Inferior e é delimitada a topo por uma superfície de erosão muito irregular que trunca numerosos filões contemporâneos. A CVM1 é constituída por produtos vulcânicos subaéreos de composição essencialmente máfica, às vezes muito alterados, reconhecendo-se facilmente a sua estrutura interna e _16_

16 mecanismo de deposição (Fig. 2f). Observam-se alternâncias de derrames lávicos com tufos de piroclastos de queda, emitidos por erupções de tipo estromboliano, ocasionalmente com níveis constituídos por brechas vulcânicas e depósitos de fluxo piroclástico (do tipo block-and- -ash flow) produzidos por erupções de carácter mais explosivo, de estilo vulcaniano. Intercalados nas sequências vulcânicas reconhecem-se numerosos depósitos sedimentares grosseiros do tipo lahar, cujas litofácies são caracterizadas por associações de fácies brechóides e conglomeráticas relacionadas com fluxos detríticos (debris flow) ou fluxos de lama (mud flow) que traduzem, no geral, importantes eventos de enxurrada. Apesar da variedade de litofácies que compõem a CVM1, não foi possível proceder à sua individualização em manchas cartográficas distintas devido à má exposição dos afloramentos e dificuldades do terreno. Na Carta Geológica optou-se por representar numa mancha única todos estes tipos usando a sigla "CVM1 β ". Fig. 2f - Derrames lávicos, tufos e brechas da "Unidade de Encumeada - CVM 1" deslocados por falha normal (Curral das Freiras); Unidade da Penha D'Águia (CVM2) A "Unidade da Penha d'águia - CVM2" aflora em quase toda a ilha, em particular, nos taludes das arribas litorais de maior comando ou nas vertentes abruptas dos vales mais encaixados, estando geralmente coberta pelas unidades mais recentes ("Unidade do Curral das Freiras - CVM3" e, ocasionalmente, pelas unidades do "Complexo Vulcânico Superior"); a excepção é feita ao longo de uma faixa entre Porto da Cruz e Machico, em que a CVM2 aflora numa posição morfológica culminante. Nas vertentes escarpadas do relevo circunscrito de Penha d'águia (Porto da Cruz) apresenta uma excelente exposição (e.g. N32 ο 46' 32,7''; W16 ο 49' 39,7" - WGS84). A ausência de afloramentos da CVM2 na faixa litoral entre o Funchal e Machico sugere que, neste período, a ilha se caracterizava por uma grande baía que foi, posteriormente, colmatada pelas unidades do CVS. _17_

17 O CVM2 compreende sequências vulcânicas máficas (basanitos e basaltos) resultantes de actividade efusiva e explosiva subaérea, de estilo estromboliano, havaiano e, ocasionalmente, do tipo freatomagmático, assim como, sequências sedimentares epiclásticas. As sequências de derrames lávicos desta unidade (CVM2β) formam geralmente grandes empilhamentos de escoadas (basaltos e basanitos), do tipo aa, de espessura reduzida, apresentando-se geralmente pouco alteradas. Intercalados nos derrames lávicos e em áreas afastadas das bocas eruptivas, ocorrem níveis de piroclastos de queda distais (tufos de lapilli e cinzas), geralmente muito compactos e pouco espessos, assim como produtos de actividade freato-magmática. Os depósitos piroclásticos máficos subaéreos (CVM2 pi) integram, indiferenciadamente, tufos de escórias e lapilli de cones estrombolianos/havaianos, piroclastos de queda distais e ocasionais produtos freatomagmáticos. Em zonas próximas dos principais centros eruptivos (e.g. região do Maciço Central) observa-se uma rede densa de filões com direcção geral E-W (por exemplo, na região da Ponta de S. Lourenço, nos vales do Maciço Central, nas arribas do Cabo Girão, Jardim do Mar, Paul do Mar e da Quebrada Nova). Na base desta unidade, fossilizando importante superfície erosiva que trunca unidades vulcano-estratigráficas mais antigas (Fig. 2g), ou intercalados noutras posições estratigráficas no seio da unidade, ocorrem frequentemente depósitos sedimentares (CVM2 g) do tipo lahar constituídos por associações de fácies brechóides, conglomeráticas e areníticas grosseiras, relacionados com fluxos detríticos ou fluxos de lama em ambientes proximais de sistemas de leques aluviais ou sistemas fluviais canalizados. Noutros afloramentos, observam-se brechas e conglomerados de avalanches de detritos relacionados com movimentos de massa do tipo deslizamento. Estes sedimentos constituem, por esta razão, corpos descontínuos de geometria lenticular, marcando descontinuidades menores dentro da CVM2. Fig. 2g - Depósito de conglomerados e brechas coberto por sucessão de derrames lávicos, na base da "Unidade de Penha de Águia - CVM 2" (S. Vicente)". _18_

18 Unidade do Curral das Freiras (CVM3) A "Unidade do Curral das Freiras - CVM3" aflora em quase toda a extensão da costa ocidental, nas arribas do litoral norte e nas encostas dos vales mais profundos do interior da ilha. No Curral das Freiras observa-se uma boa secção do seu registo, bem como uma inconformidade, do tipo discordância, que a limita na base e que corresponde a uma superfície de erosão regional que trunca as unidades CVM2 e CVM1 (visível do local de coordenadas: N32 ο 41' 44,1''; W016 ο 58' 41,1" - WGS84). Também é possível observar o contacto discordante na cabeceira da Ribeira da Ponta do Sol (N32 ο 44' 17,9''; W017 ο 05' 44,8'' - WGS84) (Fig. 3a). Em muitos locais, contudo, não se observa discordância ou esta é muito subtil, dificultando a sua separação da "Unidade de Penha d'águia - CVM2". Nestes casos foi necessário interpolar os limites ou interpretá-los com base em critérios geomorfológicos. A "Unidade do Curral das Freiras - CVM3" é constituída, no geral da ilha, por sequências lávicas resultantes de actividade predominantemente efusiva subaérea (CVM3 β), com ocasionais intercalações de depósitos piroclásticos de queda (escórias, lapilli e cinzas basálticas), níveis de tufitos e ocasionais produtos máficos de actividade freato-magmática. As escoadas basálticas (s.l.) podem ser muito espessas, mas em número reduzido, tal como se observa na região da Encumeada e Paul da Serra, ou compreender empilhamentos de numerosos derrames basálticos pouco espessos. No Maciço Central, os depósitos piroclásticos (CVM3 pi) são constituídos predominantemente por tufos de escórias e lapilli observando-se sequências quase exclusivamente constituídas por cones de escórias sobrepostos. Localmente a CVM3 pi inclui piroclastos de queda distais e produtos de actividade freato-magmática (e.g. Serra de Água e Ribeira dos Socorridos), aos quais podem estar associados níveis de tufos de cinzas traquíticas, ricas em cristais de feldspato (sanidina) (e.g. Paul da Serra). Fig. 3a - Discordância entre os derrames lávicos da "Unidade de Curral das Freiras - CVM 3", inclinados para Norte, e sequências da "Unidade de Penha de Águia - CVM 2" inclinadas para sul (Rabaças); _19_

19 A "Unidade CVM3 g" inclui depósitos sedimentares epiclásticos de fácies conglomeráticas, brechóides e areníticas grosseiras, associados a fluxos de detritos ou fluxos de lama (lahares) e fluxos hiperconcentrados; na base da unidade, ocorrem localmente volumosos preenchimentos conglomeráticos de paleovales estreitos e encaixados, enquanto para o meio e topo da unidade ocorrem abundantes intercalações sedimentares no seio do empilhamento vulcânico, compostas por sedimentos finos, de fácies tufítica e arenítica; vários exemplos podem ser encontrados na cabeceira da Ribeira da Ponta do Sol, em vários locais da cabeceira do vale de S. Vicente, na subida da Encumeada para o Paul da Serra, no Lombo do Doutor, entre outros. As sequências vulcânicas da "Unidade CVM3" apresentam-se geralmente pouco alteradas, sendo cortadas por um número reduzido de filões COMPLEXO VULCÂNICO SUPERIOR (CVS) O Complexo Vulcânico Superior (CVS) (Plistocénico e Holocénico ~ 1,8-0,007 Ma) materializa a terceira fase de edificação do vulcão escudo da Madeira e é composto por duas etapas de actividade eruptiva em ambiente predominantemente subaéreo. As suas lavas são maioritariamente alcalinas e deram origem a basanitos e basaltos; a ocorrência de rochas intermédias extrusivas (mugearito e pedra-pomes traquítica) evidencia uma maior importância dos processos de diferenciação magmática relativamente aos complexos vulcânicos anteriores (ZBYSZEWSKI et al., 1975). Este complexo reúne as manifestações eruptivas mais recentes da ilha da Madeira, expressas num modelado vulcânico de construção que se relaciona directamente com a morfologia actual. Definem-se, assim, duas unidades vulcano-estratigráficas:. a Unidade dos Lombos (CVS1) - etapa de revestimento vulcânico insular em posição morfológica culminante e, nalguns casos, preenchimento de vales relacionados com a morfologia actual.. a Unidade do Funchal (CVS2) - etapa de vulcanismo pós-erosão, isto é, contemporâneo da morfologia actual. A orientação geral do alinhamento dos centros eruptivos, a direcção dos diques contemporâneos do CVS, a direcção de falhas e fracturas eruptivas, o alongamento do sector ocidental da ilha, revela um controle estrutural do vulcanismo, provavelmente tectónico, segundo zonas de rift vulcânico de direcção geral NW-SE a WNW-ESE Unidade dos Lombos (CVS1) A denominação atribuída a esta unidade vulcano-estratigráfica não tem uma conotação geográfica local, mas um significado geomorfológico de âmbito regional. Na toponímia insular designam-se por "lombos", "lombas" ou "lombadas" os interflúvios de topo relativamente aplanado e de declive pouco acentuado para o mar (Fig. 3b). _20_

20 Estas formas de relevo correspondem a superfícies subestruturais, pouco degradadas pela erosão, que materializam o topo de escoadas lávicas provenientes de centros eruptivos situados predominantemente nas regiões altas da ilha, que correram em direcção ao litoral. Deste modo, a "Unidade dos Lombos - CVS1" materializa o período em que a actividade vulcânica terá revestido, quase totalmente, o edifício vulcânico insular construído durante as fases eruptivas anteriores, aumentando a dimensão da ilha e colmatando a maior parte das formas erosivas desenvolvidas até então. Assim, as superfícies de enchimento lávico deram a forma culminante ao vulcão escudo e estão na origem da morfologia actual, ou seja dos "lombos". Fig. 3b - Interflúvios aplanados e inclinados para sul que materializam a superfície de enchimento lávico de derrames da "Unidade dos Lombos - CVS 1" (Arco da Calheta); Entre as formas de relevo colmatadas, destacam-se o preenchimento lávico do paleovale fluvial de S. Roque e a depressão originada por um grande deslizamento num sector do flanco sul do vulcão da Madeira (Fig. 5), cuja rampa lateral (NNE-SSW) intercepta a arriba litoral entre o Cabo Girão e Câmara de Lobos, local onde também é visível a discordância que limita na base a CVS1 (visível do local de coordenadas: N32 ο 39' 03,3''; W016 ο 59' 07,4'' - WGS84) (Fig. 3c). Esta estrutura de colapso gravítico e sua posterior fossilização está na origem da actual morfologia "em anfiteatro" da região de Câmara de Lobos - Funchal. A unidade CVS1β é composta predominantemente por derrames lávicos subaéreos de composição máfica (basanitos e basaltos), por vezes com intercalações de tufitos, depósitos piroclásticos de queda (escórias, lapilli e cinzas basálticas) e ocasionais produtos máficos de actividade freatomagmática. Os derrames lávicos encontram-se umas vezes frescos, outras intensamente alterados apresentando disjunção esferoidal muito desenvolvida. O grau de alteração revela-se independente da posição altimétrica dos afloramentos, ocorrendo tanto nas regiões altas como baixas. As escoadas da base da unidade aparentam menor alteração que as do topo da sequência, o que pode denotar alguma variação das características geoquímicas que favoreça a alteração. Estes materiais são cortados por raros filões, geralmente associados a centros eruptivos da própria unidade. As manchas de CVS1 pic referem-se a depósitos piroclásticos máficos subaéreos (blocos e bombas, lapilli e cinzas) de cones estrombolianos/havaianos (e.g. Pico do Cedro). _21_

21 Estes materiais são cortados por filões subverticais e raras, mas importantes, soleiras. A zona do Maciço Central (tal como aconteceu nas fases eruptivas anteriores) e a região do Paul da Serra, foram importantes focos de vulcanismo fissural mas, desta vez, as fracturas eruptivas geradas têm uma direcção NW-SE, revelando uma modificação no campo de tensões regional. Na zona do Pico do Areeiro/Pico Cidrão a unidade apresenta características freato-magmáticas no topo. Os depósitos piroclásticos distais (CVS1 pid) são constituídos predominantemente por cinzas e lapilli de queda, geralmente muito alterados. Os depósitos sedimentares (CVS1 g) compreendem associações de fácies conglomeráticas, brechóides e areníticas, estando relacionados com eventos de enxurradas (lahares) e a fluxos canalizados hiperconcentrados. Após a etapa eruptiva correspondente à "Unidade dos Lombos - CVS1" a ilha da Madeira possuía a forma de um vulcão escudo relativamente regular; nas regiões mais elevadas, coincidentes com o grande eixo de actividade fissural segundo a direcção geral do rift activo (NW- SE), a morfologia de construção vulcânica deu origem a uma topografia de fraco declive e relativamente aplanada, de onde sobressaíam alguns conjuntos de cones alinhados (NW-SE). Em direcção ao litoral, as vertentes do vulcão escudo apresentam declives variáveis mas de pendor constante, materializando o topo de derrames provenientes da zona de rift central (mais alta) ou de cones havaianos/estrombolianos isolados (a meia encosta), mas alinhados segundo fracturas eruptivas com a mesma direcção. Posteriormente, durante o CVS2, ocorreu a fase erosiva que entalhou a maioria dos grandes vales actuais da ilha. Fig. 3c - Discordância que limita a base da "Unidade dos Lombos - CVS 1" (Cabo Girão) Unidade do Funchal (CVS2) A "Unidade do Funchal - CVS2" está bem exposta na região do Funchal - Câmara de Lobos e aflora um pouco por toda a ilha. Pode, por exemplo, ser observada no Funchal no local com as coordenadas: N32 ο 38' 33,0''; W016 ο 55' 01,8'' (WGS84). _22_

22 Os materiais desta unidade assentam em inconformidade sobre as unidades mais antigas (Fig. 3 d): nalgumas situações (e.g. Paul da Serra) em aparente concordância (equivalente a uma paraconformidade sedimentar) ou, na maioria dos casos, em discordância, sobretudo quando os centros eruptivos ocorrem em áreas muito erodidas, por exemplo no interior de vales, ou quando os derrames lávicos correram para o interior de vales ou fluíram por arribas litorais em direcção ao mar. As manifestações vulcânicas subaéreas compreendem derrames lávicos de composição mugearítica (CVS2µ) (ZBYSZEWSKI et al., 1975) e derrames lávicos de composição máfica (basaltos s.l.), com intercalações ocasionais de piroclastos de queda (escórias, lapilli e cinzas basálticas) e produtos de actividade freato-magmática (CVS2β). As erupções de estilo havaiano ou estromboliano, produziram cones de escórias (CVS2 pic) e depósitos piroclásticos de queda distais (cinzas e lapilli), geralmente alterados (CVS2 pid). Como a actividade vulcânica é do tipo fissural, em muitos casos não terá havido a formação de cones de escórias sendo, por esta razão, difícil encontrar os centros eruptivos que originaram alguns derrames; noutros casos, as fissuras eruptivas são evidenciadas pelo alinhamento de cones, segundo direcção geral NW-SE (e.g. Porto Moniz - Paul da Serra - Funchal). Como já foi referido anteriormente, os derrames (CVS2β) podem fossilizar arribas litorais, já talhadas em materiais da "Unidade dos Lombos - CVS1" ou em unidades mais antigas, formando deltas ou fajãs lávicas no litoral (Seixal, Porto Moniz). As formas vulcânicas estão, em geral, pouco destruídas pela erosão, encontrando-se representadas quer por derrames lávicos com estruturas de fluência ainda preservadas (Caniçal), quer por cones de piroclastos com formas relativamente bem conservadas (e.g. Pico da Ponta da Cruz). A "Unidade do Funchal - CVS2" engloba, também, produtos de erupções que ocorreram em ambiente submarino. Num litoral pouco profundo, próximo da costa, destacam-se os tufos basálticos, submarinos, provenientes de cones surtseianos (e.g. Ilhéu Mole - Porto Moniz, Praia Formosa - Funchal, Ponta do Garajau) referenciados na carta geológica por CVS2 pih β. A maiores profundidades, no flanco meridional do grande edifício vulcânico submarino da Madeira, terão ocorrido erupções submarinas de estilo hidromagmático e pliniano, envolvendo lavas de composição mais evoluída (traquítica), que originaram depósitos de tufos de características freatomagmáticas e hidroplinianas com pedra-pomes traquítica, referenciados por CVS2 pih τ. Estes depósitos de queda apresentam uma cor amarela acastanhada distinta e são pouco espessos; podem englobar níveis bem calibrados de pedra-pomes, níveis com elementos líticos e magmáticos juvenis (traquíticos e/ou basálticos) e ocorrem actualmente em retalhos por todo o litoral sul, desde a região da Calheta até Água de Pena, fossilizando uma topografia próxima da actual, cobrindo ou estando intercalados em produtos basálticos (escoadas e piroclastos) seus contemporâneos. Um alinhamento de cones submarinos foi recentemente reconhecido a sul do Funchal com uma direcção geral NNW-SSE (GELDMACH- ER et al., 2006), desconhecendo-se de momento a sua relação genética com os depósitos freato-plinianos anteriormente descritos. Os depósitos sedimentares (CVS2 g) compreendem associações de fácies conglomeráticas, brechóides e areníticas, estando relacionados com eventos de enxurradas (lahares) (e.g. Foz da Ribeira de Natal - Caniçal) e a fluxos hiperconcentrados que originaram tufitos e arenitos _23_