Enquadramento Geomorfológico
Segundo Carvalho & Brandão (1991) a configuração geomorfológica da Madeira é consequência da forma, estrutura e idade do aparelho vulcânico que esteve na base da sua génese, bem como das litologias (mais ou menos resistentes aos agentes erosivos) que o consubstanciam e, ainda, do tipo e intensidade dos agentes externos (associados ao clima característico da região) que implacavelmente promovem o desgaste das formações rochosas.
A ilha-mãe do arquipélago, como consequência dos considerandos do parágrafo precedente, apresenta um relevo bastante acidentado (Fig. 1) em virtude da resiliência diferencial das rochas máficas (com os materiais de natureza piroclástica a serem mais facilmente desgastados do que os de carácter efusivo ou lávico) aos diversos agentes erosivos – chuva, vento, amplitudes térmicas (nas regiões de maior altitude) –, que a têm vindo a desgastar desde as primeiras fases eruptivas, algures no Miocénico (Sousa, 2006).
Se à erosão diferencial acrescentarmos as elevadas altitudes atingidas e a intensa pluviosidade que fustiga a ilha – explicada pela humidade dos ventos dominantes de nordeste, como resultado do seu percurso sobre a corrente quente do golfo (Ferreira, 1985; Prada, 1990, in Mata, 1996) –, estão reunidas as condições que explicam o atual perfil topográfico insular.
A costa norte é mais alcantilada e abrupta, não obstante ser na homóloga meridional a ocorrência da maior arriba do arquipélago – o Cabo Girão –, por sinal uma das maiores da Europa, com 580 metros. Existem vales muito escavados e profundos, como o da Ribeira Brava e Ribeira da Janela e, picos a altitude considerável, como o Pico Ruivo, a 1862 metros, e o Pico do Areeiro com menos 44 metros do que o congénere, localizados na região centro – oriental. Para além destas singularidades morfológicas encontram-se também superfícies sub-estruturais que constituem planaltos – as denominadas “achadas”, em linguagem local, que mais não são do que plataformas lávicas geralmente limitadas por declives –, como por exemplo o do Paúl da Serra (Sousa, 2006).
A nível geomorfológico, também há a realçar, a ocorrência de um leque lávico, fajãs detríticas e fajãs lávicas ao longo do litoral, com o primeiro localizado no Seixal, as segundas associadas ao desgaste implacável das arribas litorais das regiões costeiras – como é exemplo a fajã do Cabo Girão – e as terceiras mais características na costa setentrional – como a de Porto Moniz – de génese relacionada com escoadas de lava oriundas de focos vulcânicos situados no planalto do Paúl da Serra (Sousa, 2006).
Toda a rede hidrográfica da Madeira se apresenta em plena fase de juventude, com predomínio da erosão vertical, reduzida erosão lateral das vertentes, perfil longitudinal em grande declive e grande capacidade de transporte (Orlando Ribeiro, 1990). Este facto potencia a ação erosiva das águas de escorrência superficiais, que escavam com facilidade extrema os materiais de natureza piroclástica e está na base, segundo Carvalho & Brandão (1991), do relevo fortemente acidentado, vislumbrado um pouco por toda a ilha, mas principalmente na costa setentrional.
Nesta síntese geomorfológica da ilha da Madeira, resta tecer alguns considerandos sobre um modelo, extremamente simples, proposto por Grabham, em 1948, e descrito por Carvalho & Brandão, em 1991, que postula que, em determinada altura, algures no Miocénico, teriam ocorrido nos fundos oceânicos as fases eruptivas iniciais que por sobreposição sucessiva e alternante de materiais piroclásticos – cinzas, lapilli e bombas vulcânicas – e efusivos acabaram por originar o relevo, segundo um eixo topográfico E-W, que na atualidade caracteriza inconfundivelmente a ilha da Madeira (fig. 2).
Prada (2000) aperfeiçoou este modelo simplista, definido o seguinte modelo de evolução insular:
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Edificação de um aparelho vulcânico submarino, em que o Complexo Antigo (CA) constitui a fração superior sub-aérea, com emersão anterior aos 5,2 M.a.
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O território emerso então constituído atinge dimensões significativas, em área e altitude, como o indicia a localização e espessura dos depósitos de enxurrada conglomerático-brechóides.
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Subida do nível do mar e/ou subsidência insular.
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Formação de recifes calcários sobre formações sub-aéreas, imersas, numa fase de tranquilidade eruptiva.
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Continuação da acalmia vulcânica com intensificação erosiva do edifício vulcânico e descida relativa do nível do mar e/ou levantamento da ilha.
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Reinício do vulcanismo com taxas eruptivas consideráveis, originando o Complexo Principal (CP) e a maior parte do território emerso.
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Novo período de sossego vulcânico, onde ocorre o entalhe dos vales atuais.
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Recrudescimento da atividade vulcânica, todavia com pouca expressão volumétrica, oriunda de focos dispersos, desde a Ponta de S. Lourenço, Paúl da Serra e Porto Moniz.
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Derradeira fase de vulcanismo, entre 1,2 e 0,025 M.a., tendo por principais centros emissores o Funchal e arredores e, também, Porto Moniz.
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A atividade erosiva foi atuando paulatinamente nos relevos, escavando os vales e recuando as arribas, com formação de depósitos de vertente, fajãs sedimentares, aluviões e praias atuais.
Esta autora associa o relevo insular a uma morfologia de vulcão em escudo, categoria na qual a Madeira se incluirá, em sua opinião, em virtude da sua configuração particular, com um perímetro alongado e ausência de caldeira de subsidência ou de explosão. Assim, ainda de acordo com esta investigadora, o crescimento do edifício insular terá sido realizado graças à atividade de várias chaminés vulcânicas – sobretudo filoneanas – e não apenas através de uma única conduta principal.
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